GEOLOGICAL MAP OF FINLAND

Transkriptio

1 GEOLOGINEN TUTKIMUSLAITOS SUOMEN GEOLOGINEN KARTTA GEOLOGICAL MAP OF FINLAND 1 : LEHTI - SHEET NO TO KALLIOPERAKARTAN SELITYS EXPLANATION TO THE MAP OF ROCKS KIRJOITTANUT - BY NILS EDELMAN HELSINKI 1956

2 GEOLOGINEN TUTKIMUSLAITOS SUOMEN GEOLOGINEN KARTTA GEOLOGICAL MAP OF FINLAND 1 : LEHTI - SHEET NOTO KALLIOPERAKARTAN SELITYS EXPLANATION TO THE MAP OF ROCKS KIRJOITTANUT - BY NILS EDELMAN HELSINKI 1956

3 SISALLYS CONTENTS TUTKIMUSVAIHEET 5 YLEISKATSAUS JA STRATIGRAFIA 7 KIVILAJIT 8 GNEISSIT 8 AMFIBOLITTIT 9 KALKKIKIVI JA KARSI 10 RAITAINEN SARJA 11 YLEISLUONNE 11 RAITAINEN GNEISSI-AMFIBOLIITTI 12 EMAKSISET BREKSIAT 14 GNEISSIGRANIITIT, DIORIITIT JA GABROT 16 AMFIBOLIITTIJUONET 17 GRANITISAATIO JA SEN TULOKSET 18 PEGMATIITIT JA APLITTIT 21 HIEKKAKIVI 22 HYODYLLISET KAIVANNAISET 23 TEKTONIIKKA 23 YLEISKUVA RAKENTEISTA 23 SUUNTAUS JA RAITAISUUS 25 POIMUT 26 AKSELI JA VENYMA 26 BREKSIAT 28 LIIKUNNOT 29 KIVILAJIEN KONTAKTIT 29 RAOT JA SIIRROKSET 29 MORFOL O GIA 31 EXPLANATION TO THE MAP OF ROCKS SHEET NOTO PREFACE 33 STRATIGRAPHY 33 PETROGRAPHY 34 GNEISSES AND AMPHIBOLITES 34 THE BANDED SERIES AND RELATED ROCKS 35 GNEISSOSE GRANITE - HORNBLENDE GABBRO 36 AMPHIBOLITIC DIKES 36 GRANITIZATION AND ITS PRODUCTS 3 7 SANDSTONE 38 STRUCTURAL GEOLOGY 38 MORPHOLOGY /55/2,43

4 TUTKIMUSVAIHEET Geologisen tutkimuslaitoksen suorittamien Lounais-Suomen kartoitustoiden tuloksena on nyt mittakaavassa 1 : ilmestyva karttalehti 1033 Noto ensimmainen saaristolehti. Alue kuuluu Hiittisten, Nauvon ja Korppoon pitajiin. Se kasittaa paaasiassa ulkosaaristoa, ja tasty, syysta siita tehty karttalehti eroaa monessa suhteessa sisamaan karttalehdista. Eritti in hyvin paljastuneet rantakalliot seka laajat selat ilman paljastumia antavat kartoittajalle monia seka teoreettisia etta kaytannollisia probleemoja ratkaistaviksi. Voidaan tietysti olla eri mielta siita tavasta, milla nama kysymykset on ratkaistu, mutta toivottavasti on tassa selostuksessa esitetty kuvaus alueen geologiasta paapiirteiltaan oikea. Kartta on jossain maarin epayhtenainen johtuen siita, etta kasitykset kallioperasta ovat muuttuneet huomattavasti tyon edistyessa. Tasty syysta on ollut myos Kuva 1. Eri vuosina kartoitetut alueet ja erikoiskartat. I kuva 17, taulu V, II kuva 18, taulu VI III Edelman 1951, kuva 1, IV tekstikuva 5 ja V tekstikuva 2. Fig. 1. The areas mapped during the different years and the special maps. I Fig. 17, Pt. V, II Fia. 18, Pl. V1, III Edelman 1951, Fig. 1, IV Fig. 5 in text and V Fig. 2 in text.

5 6 joskus vaikeata verrata eri kesien havaintoja toisiinsa. Kivilajien asteittainen vaihettuminen ja granitisaatio seka erittain voimakas tektonisoiturninen tekevat myoskin kivilajirajojen piirtamisen kartalle subjektiiviseksi. Kartalla on merikin varitetty. Tames on yhta oikeutettua kuin irtonaisten maalajien peittamien alueiden varittaminen, ja se on myos ainoa keino piirtaa luettavia kivilajikarttoja ulkosaaristosta, missy monet saaret esiintyvat kartalla vain pisteen kokoisina. Tallaiset saaret on kallioperakartalle merkitty pienilla vinoristeilla. Noton karttalehdeii aloe on aikaisenitnin kartoitettu viime vuosisadan lopussa ja kuuluu silloin ilmestyneisiin karttalehtiin 1, 11, 14 ja 23 (Moberti 11;79, 1SS 7, 1888 ja Berghell 1892). IAlyiihemmin taalta ovat julkaisseet havaintoja Sederholm (1924) ja Hausen (1944). Taman kirjoittaja on it) yo's itse aikaisemmin kasitellyt muutamia t.ata aluetta koskevia kysymyksiii (Edelman 1949 a, 1949 b, 1949 c, 1951). Kenttatyot ovat kestkneet nelja kesaa vv (kuva 1). Vv ja 1952 tehtiin muutamia tarkistusmatkoja alueelle. Kenttatyot alueen itkosassa kaviviit alussa verrattain hitaasti, koska tutustuminen vaikeasti tulkittavaan kallioperaan vaatii paljon aikaa. Lisaksi myrskyiset kesat hidastuttivat ulkosaariston kartoitusta, mutta kirjoittajan hankittua v merikelpoisen moottoriveneen, sujui loppuosa tyosta nopeammin. Yksityiskohtaisen kartan Djupplatenin saaresta on Tor Stolpe (1952 tehnyt pro gradu-t.yona, ja Iisaksi han on auttanut kenttatyossa v kesan alussa. Maist. H. 11. AV'iik on tehnyt analyysit ja maist. Toini llikkola tiheysm i'iravkset seka neiti 'I'hyra berg on piirtanyt pulitaaksi kartat ja kuvat. Heille ja kaikille inuille, jotka ovat nnnua tassad tviissei auttaneet, haluan Iausua svdamelliset kiitokseni.

6 YLE SKATSALS JA STRATIGRAFIA lnioton karttalehden alue kuuluu svekofennialaisen vuorijonon juuriirn, joita eroosio on paljastanut. Taalla, kuten muuallakin Svekofennidien alueilla, ovat graniitit alueellisesti tarkeinimat kivilajit. Vanhemmat kivila,jit ovat usein graniittiutuneet melko taydellisesti, inutta paremmin sailyneistii vyohykkeist ja jiiarmiiksistd voidaan kuitenkin usein paatella niideu alkupera. -Min ou saatu viitteita stratigrafiasta. Vanhinrpaan kivilajiryhmaan kutduu suprakrustinen muodostuma, jonka stratigraafinen jarjestys lienee seuraava ylhdii alkaen : raitainen gneissi-anlfiboliitti einaksinen vyohyke, jossa amfiboliittia, emaksisia breksioita ja kalkkia raitainen gneissi-amfiboliitti leptiitti kiillegneissi, usein granaatti- ja kordieriittipitoinen (aserna epavarnra) raitai nen sarj a Kiima suprakrustiset kivilajit ovat liuskeisia tai kerroksellisia, ja niista on olemassa kaikenlaisia graniittiutumistuloksia suonigneisseista migmatiittigraniitteihin. Raitainen sarja muodostaa kapean synkliinimaisen vyoli,vkkeen, joka leviaa alueen itaosassa. Laajimmat leptiittialueet sijaitsevat sen N-sivuilla usein jaannoksina graniitissa, ja alueen NFL'-osasta tavataau leveimmat vvi hykkeet kiillegneissia, jonka stratigraafinen asenia kuitenkini on epavarnia. (',neissigraniitit ja niihin liittyvat entaksisemmat kivilajit kuten dioriitit ja sarvivalkegabrot, esiintyvat tavallisesti vyiihykkeina tai linsseina. Tahan rvhmaan kuuluvat, tuskin kuitenkaan aivan laheisesti, raitaisessa sarjassa esiintvvat ultraemaksiset breksiat. Ylla mainittuja kivilajeja leikkaavat anifiboliittiset juonet ovat jokseenkin harvinaisia. Niissa on usein graniittiutumisen merkkeja, joten ne ovat selviisti nrigniatiittigraniittia vanhempia. Karttalehtialueen paakivilajina on migmatiittigraniitti. Se muodostaa doorneja, joiden valilla kokoonpuristuneena on raitaisen sarjan vyohyke. Graniitissa tavataann vanhempien kivilajierr jaannoksia. Migmatiittigraniitti esiintyy monina eri mumnioksina riippuen granitisaatioasteesta ja granitisaation kulusta. Harvoin se esiintyy puhtaana mikrokliinigraniittina.

7 Tavallisesti se oil nebuliittinen tai migmatiittinen sisaltaen murskaleina tai suikaleina kaikenlaisia jaannoksia. Metamorfoitumatonta hiekkakivea esiintyy yleisesti siirtolohkareina. Kiintokalliosta sita on loydetty hiekkakivijuonena vain yhdesta paikasta. Se on huomattavasti nuorempi kuin muut kivilajit. KIVILAJIT UNEISSIT K i i I I e g n e i s s i. Karttalehden NW-osassa tavataan verrattain palion kiillerikkaita gneisseja, joissa jo paljain silmin nakvy, granaatteja. (xranitisaatio on usein muuttanut naita kivilajeja suonigneisseiksi, misty syysta primaarisia rakennepiirteita ei varmuudella voida indentifioida. Uraniittiset suonet seuraavat usein kerroksellisuutta. i1 nra voidaan varmasti todeta silloin, kun gneississa on amfiboliittisia valikerroksia. Toisissa tapauksissa suonet ovat yhta hyvin voineet seurata sekundiidrisia liuskeisuuspintoja. Kokootnus vaihtelee, ja on olemassa kiillekoyhia leptiittimaisia muunnoksia. Kerrokset, joiden paksuus voi olla inuutamia dm. ovat harvoin suoria. Tavallisesti lie ovat poimuttuneita ja erikoisesti silloin kun kivilaji on suonigneissimainen. Nama gneissit ovat vleensa keskirakeisia, niutta parhaiten sailyneet osat ovat melko hienorakeisia. Uranaatit inuodostavat isoja porf.yroblasteja, joissa on runsaasti sulkeumia. Muina paamineraaleina ovat plagioklaasi, kvartsi ja biotiitti. Kordieriittia, joka on jonkin verran piniittiytynyt, esiintyy paikoitellen verrattain runsaasti. Mikrokliinia ei ole tavattu tutkituissa hierssa marmttavissa maariu. I lagro - laasr voi sisaltaa runsaasti kaikkia muita mineraaleja sulkeutumina. Nlalmi, apatiitti ja zirkoni ovat aksessorisia. L e p t i i t t i. Leptiitit ovat happamia ja kiillekoyhia gneisseja. Kordieriittia ei ole tavattu, ja granaattia iiiissa on vain poikkeuksellisesti. Leptiitit esiinrtyvat paaasiallisesti alueen NE osassa. Paikoin ne ovat hyvin sailyneita, inutta metamorfoosi ja granitisaatio ovat muuttaneet suurimman osan misty karkeatnmiksi gneisseiksi ja suonigneisseiksi. Kerroksellisuutta lukuunottamatta ei muita selvia reliktirakenteita ole loydetty. Kerrosten paksuus vaihtelee huomattavasti. Harunilla on hienorakeisesta gneissista loydetty kerrallisuutta muistuttavaa rakennetta. Vitskiirsorarnan E-rarnralla on eraasszi kerroksessa vaaleita murskaleita tai palloja. Mania vaihettuvat venvneiksi linsseiksi, jolloin kerros muuttuu raitaiseksi. Stanklobbarnalla on gneississa kvartsisilrnia, jotka oval van-

8 hempia kuiu pohnutus, koska sivukiven kerrokset overt poimuttuneet niiden ympari. Raesuuruus hyvin sailvneissa leptiiteissa on alle 0.5 mm. Rakenue on granoblastinen ja usein suuntautunut. Maasalpi, kvartsi ja biotiitti oval paarnineraaleina. Kokoomus voi eraissa valikerroksissa olla kiilleliuskemainen. Joskus esiintyy sarvivalketta ja grauaattia..11aasa1pa on paaasial- Iisesti plagioklaasia, oligoklaasia tai albiittia, ja se on toisinaan serisiittiytynyt. Mikrokliini oil ainakin osaksi sekundaarista, granitisaation tuoniaa. \-lalmi, apatiitti ja zirkoni esiintvvat aksessorisina. 9 AMIFIB()LII'P1'1' Koska amfiboliitit ovat verrattain vastustuskykvisia metamorfoosia vastaan, on niissa joskus selvii reliktirakenteita. Esimerkiksi slim vy 6 - hykkeessa, joka kay Kuggskarin N«`-karjen yli, kivilaji oil uraliittiporfyriittia. Holman it t,osassa ja pohjoisrannalla oil plagioklaasiporfyriittirnaista amfiboliittia. Lahella kontakteja ovat plagioklaasilevvt selvasti suuntautuneita, kun sell sijaan kerrosten keskiosissa suuntaus on heikompaa. Holman itarannalla olevassa porfyriitissa on omituinen neli6, joka on yksinomaan karkeata plagioklaasia. Djupplatenin pyrokseniarnfiboliitissa oil poimuttuneita ja murtuneita amfiboliittijuonia. Brannskdrissii esiintyy diopsidiamfiboliittia, joka rakenteeltaan muistuttaa tyynvlaavaa. Tyynyt nakyvat erittdin hyvin, koska niiden v rlissa oleva kalkki on osittain Iiuennut pois. Svnnvltaan epaselvia ovat tie amfiboliitit, joissa nakyy enemrnan tai viihemntan venvneitii murskaleita. Narnii eroavat esim. Kuggskiirin N\\'- karjessa paakivilajista joko variltaan tai kokoomukseltaan. Ne ovat mahdollisesti agglorneraatteja tai breksioita. Alkuperaltaan amfiboliitit ovat osittain vulkaniitteja, osittain todennakoisesti nterkelimaisia seclimentteja. On mvoskin tnainittava ne vahapatoiset diopsidiamfiboliitit, jotka tavallisesti ovat verrattain hyvin sailvneita siitii huolintatta. ettii ne useinkin esiintyvat vain muutaman metrin levyisina murskaleina tai vyohvkkeina mikrokliinigraniitissa. Vari on vihrea ja kerrokset tavallisesti hyvin ohuita kuten esim. Onitt pohjoisrannalla. Pegmatiittia vastaan niissa on joskus hornblendiittisia reaktiosaumoja. Djupplatenilla on diopsidiaunfiboliitin vhtei dessii, mvoskin hypersteniamfiboliittia. Brdnnskarirt tvvnvlaavamainen kivilaji sisiiltdd klinopvroksenia ja plagioklaasia suunnilleen yhta paljon. Raesuuruus on tavallisesti alle 0.3 mm, inutta plagioklaasirakeitten lapimitta voi olla jopa 2-3 tnm. Sarvivalketta ja kalsiittia esiintyy niukasti. T itaniittia oil vleensa diopsidiamfiboliiteissa suliteellisen runsaasti. Malmi esiintvv aksessorisena mineraalina. Muilla diopsidiarnfiboliiteiila on suunnilleen samanlainen mineraa,likokoomus, paitsi etta sarvivilkkeen osuus on niissa suurempi. Eraissi rnuunnok- 22.1,11 /.55/_2, -3

9 1 0 sissa on myoskin runsaasti epidoottia. Diopsidianifiboliitit ovat liuskeisia ja tavallisesti kerroksellisia, joka ilrnenee sarvivalke- ja pyroksenirikkaiden kerrosten vuorotteluna. Sarvivalke nayttak yleensa pyroksenia nuoremmalta. Holmassa esiintvvat plagioklaasiporfyriitit ovat vahvasti muuttuneita. Rakenne on liuskeinen tai suuntautunut. Plagioklaasiha,jarakeet ovat graniiloituneita ja serisiittiytvneitd. Sarvivalke on joskus muuttunut inelkeiu isotrooppiseksi inineraaliksi, jolle rautaoksidi antaa ruskean varin. Alalmia on usein melko runsaasti kun sensijaan apatiittia on verraten niukasti. Uraliittiporfyriiteissa on yleensii plagioklaasia ja sarvivalketta yhtii pal- Jon. Sarviviilke esiintyy seka pienind rakeina etta isoina kasaumina, joiden nruodot inuistuttavat augiitin kidemuotoa. Perusmassan raesuuruus vaihtelee 0.1 ja U)s inm :n valilld kun tags uraliittirakeiden lapimitta usein kasvaa 2 inin :ksi. Eras tavallista vahveminin tektonisoitunut ehka agglomeraattiinaiiieii tyyppi, joka esiintyy n. 0.2 kin Kuggskiirista N sijaitsevalla saarella, sisdltdd lisdksi kvartsia ja kloriittia. Sen pallot ovat plagioklaasia, kvartsia ja jonkin verran kloriittiutunutta sarvivalkettd. Lahella gneissigraniitin kontaktia se on kvartsirikkaampaa ja biotiittipitoista. Holnaasta n. 0., kni WS W sijaitsevalla saarella on kerros, joka ulkonabltdan muistuttaa uraliittiporf'yriittid, inutta uraliitin sijasta sisaltad biotiittikasauinia. 1 isiiksi sunk oir sarvivdlkettii, sulkeuniia tayruik olevia isoja plagioklaasirakeita, kirkasta kvartsia sekk kloriittia. 'I'avallisimnrissa amfiboliiteissa ei naytd olevan mitddn sellaisia rakennepiirteita, joista iii den alkupera varmuudella voitaisiiii maaratd. Todennakiiisesti ne ovat sedirnenttisia. Mineraalikokoonius on vksinkertainen. Sarvivalketta ja plagioklaasia on suuunilleen yhta paljon. Apatiitti ja malini ovat aksessorisia. Rakenne on tiiysin granoblastinen vaihdellen liuskeisesta nielkeiri suuntaiiturnattornaan. KALKKIKIVI. JA KABSI laarttalehdeu alueella, paaasiallisesti raitaisen sarjair yliteydessii, esiintyy kalkkikivid, joiden kerrokset tai liussit ovat kapeita, usein alle metrin. ( :etskarin SE-ramialla on muutaman kvminenen metrin levvinen kerros. Kalkissa oii vleeiisk silikaattisia, usein karsimaisia vdlikerroksia. Kalkkikerrosten y - liteydessd tai jatkeina tavataan usein karsia, jotka monissa paikoissa ovat breksioituneet. Karsibreksiat eroavat muista breksioista mineraalikokoomukseltaan. vkriltkkn vin. ominaisuuksiltaan. Pilskarillii on esini. karsibreksia, jossa on vaalean vihreiti terdv isarmaisia, murskaleita. Mlurskaleitten ja vmnparbivan graniitin valissk on ii. puoli mm. levek, niusta sarvivdikereuna. Lisaksi vmpkroiv i graniitti on nahtavksti absorboinut karren

10 1 1 tai kalkkikiveii aineksia ja siten saanut tavallista korkeamman sarvivalkepitoisuuden. Karsimineraaleina esiintyvat diopsidi, epidootti, granaatti ja skapoliitti. Serisiittiytynyt plagioklaasi ja vihrea sarvivalke ovat luultavasti vanhempien kivilajien relikteja vaikkakin viimeksi mainittu on voinut syntya karsiutumiseu yhteydessa. 1\Iikrokliini ja kvartsi ovat yleensa sekuudaarisia. Apatiittia ja titaniittia esiintyy pienissa maarissa. RAITAINE\ SARJA YLEISLro~'N E Kivilajiyhdistelina, jota taalla kutsutaan raitaiseksi sarjaksi, nruodostaa karttalehden itiosassa melko yhtenaisen alueen. O'dnon tienoilla se oil kapeana vvohykkeena graniittien valissa, mutta itaanpain mentaessa se leviaa viuhkamaisesti. Sitd esiintyy myos rnuualla, erikoisesti alueeii S- ja S«'-osissa, linsseind ja vyohykkeini. Raitaisen sarjan luontecnomaisin tuntomerkki on sen vaihtelevaisuus (kuva 7, taulu It kuva 12, taulu III). Tummat ja vaaleat kerrokset vuorottelevat yhtenaan, kerniallinen kokoomus vaihtelee graniittisesta ultraemaksiseen, raesuuruus hienosta karkeaan ja suuntaus liuskeisesta sit untautumattomaan. Aletamorfoosiaste on tavallisesti min korkea, ettei varmuudella voida saiioa mitdan niiden alkuperasta ja liikunnon tai pnristuksen merkkeja tavataan melkein joka paikassa. Karkeat ja suuntautumattomat gabrot ja hornblendiitit ovat breksioituneet. Raitaisen sarjan paatyypissa vuorottelevat tummat anlfiboliittiset ja vaaleat leptiittiset kerrokset. Tummat kerrokset ovat usein murtuneet ja oil olemassa monenlaisia valiasteita raitaisen sarjan ja breksian valillii (kuvat 9 11, taulu III). Ultraemaksiset breksiat esiintyvat suhteellisen suurina massoina eraissa vyohykkeissa. Suurin emdksinen vyohyke. joka menee Djupplatenin y1i, sisaltdd vaaleita anortosiittisia gabroja kitten esinr. (Avltskdrin N-ranna.lla. Ultraemaksiset murskaleet rnuodostavat raitaisessa sarjassa vyohykkeita, joiden leveys voi olla useita metreja (kuva lo, taulu Ill). Mlurskaleet ovat ndissd useiu poyristyneita tai silmamaisiksi deformoituneita, kun lie taas suurissa breksioissa tavallisesti ovat terav<isarrnaisia ja joskus melkein alkuperi isilld paikoillaan, min ettd voidaan niihdii, miten ne ovat liittyneet yhteen (kuva 8, taulu II). Toisaalta on olemassa kaikenlaisia valimuotoja raitaisen sarjan ja suprakrustisen nakoisten hienorakeisten leptiittien ja amfiboliittien valilld. Niinpa raitaisessa sarjassa on kerroksina leptiittisid, pyrokseniamfiboliittisia ja uraliittiporfyriittimiiisid kivilajeja. Suurin osa karttalehden kalkkikivikerroksista on Ioydetty raitaisen sarjan alueelta, jane sijaitsevatuseimmitenisojen

11 1 2 ultraemaksisten massiivien ja vyohykkeiden laheisyydessa tai jatkeella. Kalkkikerrokset tai -linssit esiintyvat yleensa perakkain, joten niita voidaan kayttaa stratigraafisina johtohorisontteina. Kaikki nama kivilajit muodostavat tally tavoin yhtenaisen sarjan leptiiteista ja amfiboliiteista ultraemaksisiin breksioihin. On mahdot.onta tally hetkella vetaa nlitaan rajaa suprakrustisen ja infakrustisen Inateriaalin valille. 'Pasta svvsty on vaikeata sanoa, kuinka suuri osuus eri materiaalilla on tassa sarjassa. RAJTAISEN GNEISSI-ADIFIBOLIITTI Raitaisen sarjan paakivilaji on raitainen gneissi-amfiboliitti, josta on oleniassa monta eri tyyppia (kuvat 11-12, taulu 111). Paikoitellen se on entaksista ja hienorakeista. Kerrokset ovat ohuita ja usein variltaan ja kokoomukseltaan melko samanlaisia. Eraissa amfiboliittisissa kerroksissa esiintyy sarvivalkerakeita, jotka ovat huomattavasti suurempia kuin muut rakeet ja tekevat kivilajin uraliittiporfyriitin nakoiseksi. Todennakoisesti mina sarvivalkerakeet ovat porfvroblasteja. Uneissikerrokset taas ovat kokoomukseltaan leptiittisia, mutta raesuuruudeltaan yleensa karkeahkoja. Raesuuruuden missy raitaisissa kivilajeissa kasvaessa, kasvaa myoskin usein variero kerrosten valilla. Liikuntometamorfoosin yhteydessa vaalea aines on tavallisesti lisaantynyt ja usein kivilajit ovat lisaksi graniittiutuneet. Eri kerrokset ovat tektonisesti reagoineet eri tavalla ; tummat kerrokset overt usein katkenneet murskaleiksi, joiden ympari ja valiin vaaleat kerrokset ovat plastillisesti puristuneet. Jos gneissimateriaalia on ollut kohtalaisesti, on syntynyt vahvasti raitainen ja luirorikas kivilaji, missy tuminat inurskaleet overt venyneet ohuiksi linsseiksi. Jos gneissirnateriaalia on ollut runsaasti, on tummien murskaleiden muoto tavallisesti sailviiyt paremlnin. \lissa taas emaksinen nlateriaali on ollut vallitsevana, on breksioituminen ollut paatapahtuma. Vaikka kemiallinen kokoomus vaihtelee kerroksesta toiseen, on mineraalikokoomus kuitenkin verrattain vksinkertainen. Plagioklaasi ja sarvivalke tai biotiitti ovat paamineraaleina. Kvartsia esiintyy vaihtelevissa maarin. Kaikenlaisia valimuotoja emaksisten plagioklaasi-sarvivalkekerrosten ja happamien kvartsi-plagiokaasi-biotiittikerrosten valilla on oleniassa. Plagioklaasi on tavallisesti vahvasti serisiittiytynyt. Se esiintyy eraissi tapauksissa porfyroblasteina kuten esim. Hamnholmarnan ymparistossa. Porfyroblast ieii ymparilla on tavallisesti hienorakeista kvartsia ja linssimaisia, kieniurtelevia biotiitti- ja kloriittisuomuja. Sarvivalke, joka voi sisaltaa biotiittisulkeumia, nayttaa nuoremmalta kuin biotiitti. Sarvivalkkeen pleokroismi vaihtelee vaalean vihreasta vihreaan. Kvartsi esiintyy joskus suuri-

12 = 3 A A A A A 4 S P m 19 Kuva 2. Djupplaten-saaren kallioperakartta, tehnyt Tor Stolpe (1952). 1. raitainen sarja, 2. ohutkerroksellinen pyrokseniamfiboliitti, 3. pyroksenihornblendiittibreksia, 4. sarvivalkegabro, 5. gabropegmatiitti ja amfiboliitti, jossa sarvivalkeneulasia, 6. dioriitti, 7. dioriitti, jossa plagioklaasiporfyroblasteja, 8. kerroksellista amfiboliittia murskaleina (2), 9. porfyroblastista dioriittia murskaleina (7), 10. amfiboliittijuoni, vanhempi, 11. amfiboliittijuoni, nuorempi, 12. oligoklaasigraniittijuoni, 13. pegmatiitti, mikrokliinirikas, 14. kalkki ja karsi, 15. prehniitti-kvartsijuonia, 16. voimakas breksioituminen, 17. kerroksellisuus, 18. poimuakseli ja 19. liuskeisuus. Fig. 2. Map of the bedrock of the island of Djupplaten made by Tor Btolpe (1952). 1. banded series, 2. thin-bedded pyroxene amphibolite, 3. pyroxene hornblendite breccia, 4. hornblendegabbro, 5. gabbropegmatite and amphibolite with hornblende needles, 6. diorite, 7. diorite with plagioclase porphyroblasts, 8. fragments of thin-bedded amphibolite (2), 9. fragments of diorite with porphyroblasts (7), 10. older amphibolite dike 11. younger amphibolite dike, 12. oligoclase granite dike, 13. pegmatite, rich in microcline, 14. limestone and skarn, 15. prehnite-quartz dike, 16. strong brecciation, 17. bedding, 18. folding axis and 19. foliation.

13 1 4 nakin rakeina, joiden aaltosammuminen on voimakas. Mikrokliinia ei yleensii tavata muualla kuin graniittiutuneissa tyypeissd. Naitten gneissi-amfiboliittien yhteydessa tavataan joskus vihertavia kivilajeja, jotka sisaltavat epidoottia, serisiittiytynytta plagioklaasia ja kalsiittia. Joskus epidoottipitoisuus on melkoinen ja plagioklaasi on natriumrikasta, albiittista. Heltholmin W-rannalla on kaksi juonenmuotoista kivilajia, jotka mikroskoopilla tutkittaessa osoittautuivat olevan mvlorniittia. Uusina mineraaleina lie sisdltdvat kloriittia ja epidoottia. EMAKSISET BREKSIAT (aabro- tai peridotiittiluokkaan kuuluvia breksioita on yleisesti raitaisen sarjan alueella. Muualla lie ovat harvinaisia. Osaksi lie esiintyvdt ohuina vyohykkeina muitten kerrosten valilla - joskus murskaleet ovat melko yksinaisia osaksi lie muodostavat jopa muutaman sadankin metrin lapinrittaisia alueita. Suurimmat breksiat ovat Djupplatenilla (kuva 2) ja siitd ENE, Tjarholmilla, seka Osmanskarilla. Murskaleet ovat joko terdvasarmaisia, tai jonkinverran venyneita (kuva s, taulu II-kuva 10, taulu III). Djupplatenin breksiassa molemmat tyypit esiintyvdt vierekkdin olevissa vyohykkeissa. Teravasdrmaiset murskaleet ovat paikoitellen esim. Djupplatenilla liikkuneet nun vdhdn, etta vield selvasti nakee, kuinka lie alunperin ovat liittyneet toisiinsa. Usein liikunnot kuitenkin ovat olleet suurempia ja murskaleet ovat pyorineet happamessa valimassassa ja myoskin venyneet liuskeisuuden suuntaan. Ymparoivd kivilaji kiemurtelee murskaleitten valilla. Ultraemaksisilla murskaleilla on yleensa vyohykkeinen rakenne (kuva 9, taulu III). Keskiosassa on runsaasti ruskeaa ortopyroksenia, sell ympdriffii on muutaman sm :n paksuinen vyohyke, j ossa on vihredd klinopyroksenia. Uloimpana on melko ohut musta hornblendiittinen reuna, joka rajoittuu ympdroivadn vaaleaan ainekseen. Pienista murskaleista puuttuu usein ruskea keskiosa, jolloin koko sisdosa on vihred. Djupplatenin SE-rainalla on murskaleita. joissa on sumnrilleen ruskean keskiosan ja vihrean reunuksen rajalla rapautunut vyohyke. Pdinvastainen vyohykkeisyys on hornblendiittisessa murskaleessa Lammgrundetin NW-karjessii. Mustan syddmen ympdrilld on vihrea hienorakeinen reunus. Se sisdltda pdaasiassa sarvivalketta. Lahelli sydanta se on klinopyroksenirikas, uloimpana taas epidoottirikas ja malmipitoinen. Gabrobreksiat eroavat jonkin verran ndistd ultraemaksisista breksioista. Kokoonrns on vksitoikkoisempi eika murskaleissa ole erivdrisid vyohykkeita. Ainoa vyohykkeisyys, mika iidista on tavattu, on muutaman sm levea rapautunut vyohyke Osmanskarin breksian murskaleissa. Se seuraa reunoja ja rakoja samalla tavalla kuin erivariset vyohykkeet ultraemdksisissa brek-

14 sioissa. Gabroissa on usein isoja sarvivalkerakeita, jotka esim. Osmanskarilly paikoitellen ovat rapautuneet pois jattaen kuoppia kallion pintaan. Ultraemaksisiin kivilajeihin liittyy muitakin gabromaisia tyyppejii. N yma eivat ole edellisiin verrattuina yhta saannollisesti breksioituneita. Gyltskarin N-osassa on vaalea sarvivylkekoyha gabro, joka kokoomukseltaan lyhentelee anortosiittia. Se on keskirakeinen ja suuntautunut. Djupplatenilta loytyy useita eri gabro- (Taulukko I, anal. 1) ja dioriittimuutnioksia : hienorakeisia, keskirakeisia, porfvrohlastisia, pegmatiittisia ja litiskeisia. Porfyroblasteina on seka sarvivalketta etty plagioklaasia. NE-rannalla esiintyy vaalea hienorakeinen tyyppi, joka sisaltaa silkinhohtoisia amfibolineulasia ristiin rastiin. 1)jupplatenin N-osassa olevan lahden itarannalla on sarvivalkegabro, jossa suoraviivaiset mustat ja vaaleat juovat vuorottelevat. Vari johtuu sarvivalkepitoisuudesta. Gabropegmatiiteissa on isoja sarvivalkepylvaity plagioklaasiperusmassassa. Breksiavyohykkeiden vaalea breksioiva aines on raitaisen sarjan gneiss]. Isoissa breksioissa on tavallisesti breksiajuonina kvartsiplagioklaasikivi, joka voi olla biotiitti- tai sarvivalkepitoinen. Lahella Rosalan SW-kirkea olevalla pienella saarella on pyrokseniittimurskaleiden valilla anortosiittimaisia juonia. 1)jupplatenilla esiintvy myoskin prehniitti-kvartsijuonia. Ultraeniaksiset kivet ovat granoblastisia, suuntautumattomia ja usein porfyroblastisia. Vlurskaleitten ruskeat keskiosat (Taulukko I, anal. 2) voivat sisaltaa jopa 90 ~% pyroksenia, suunnilleen yhtd paljon rombista 1-min monokliinista, ja loput sarvivalketta. V'ihreissa osissa on sarvivalketta ja monokliinista pyroksenia ja mustissa reunoissa melkein yksinomaan sarvivalketta. Rautaoksidin ruskeaksi varjaama ortopyrokseni muodostaa pylvasmaisid rakeita. Klinopyroksenit ovat ohuthieessa varittomiy ja ilman nakyvyy pleokroimismia. Sarvivalke on seka tumman ettd vaalean vihreata. Edellinen voi joskus esiintyy sulkeuniana pyroksenissa kun tags jalkimmainen usein sisaltaa myoskin pyroksenisulkeumia. Tumma sarvivalke on tavallisempi isoissa breksioissa, kun taas vaalea tyyppi on yleisempi breksiakerroksissa. Biotiitti on harvinainen, mutta esiintyy joskus sulkeumina sarvivalkkeessii seka pienissa myyrin murskaleitten mustissa reunoissa. Aksessorisista mineraaleista malmi on tarkein. Gabrobreksiat sisaltavyt paaasiassa sarvivalketta ja plagioklaasia. Sarvivalke on vaaleaa ja sisaltaa usein malmi-, biotiitti- tai plagioklaasisulkeuinia. llalmisulkeumat muodostavat tummia, hyvin rajottuneita alueita, joiden ymparilla sarvivalke on huomattavasti tummempaa kuin muualla. Plagioklaasi on tavallisesti vahvasti serislit tiytynytta. Joskus se esiintyy porfyroblasteina. Auortosiittisissa gabroissa sarvivalkepitoisuus on huomattavasti pienempi kuin tummissa gabroissa. Raesuuruus vaihtelee verrattain paljon. 15

15 16 Kirkas plagioklaasi on tavallisesti andesiinia tai labradoria. Sarvivalke on vaaleaa ja pleokroismi vaihtelee vaalean vihreasta vaalean ruskeaan. Serisiitin ohella tavataan vahan kalsiittia, epidoottia, kloriittia ja malmia. (xxetssi( RANILT1T, itoriit1'i' JA GABROT Raitaisessa s a.rjassa on paljon syvakiven ni koisiii kerroksia. Li enpain ment a:essa raitaiset kivilajit yleensa inuuttuvat homogeenisemmiksi gneissimaisiksi plagioklaasigraniiteiksi, dioriiteiksi ja sarvivalkegabroiksi. Voidaan myoskin sanoa, etta raitaisten kivilajieu sijasta homogeeniset tyypit tulevat vallitseviksi. Mind kivilajit liittyvat ltd-lantiseen, selkarangan nakiiiseen vviihykkeeseen, josta ne kylkiluiden tapaan haarautuvat kaakkoon ja koilliseen, rnutta esiintyvat myoskin irrallisina linsseina ja kerroksina nngmatiittigraniitin alueella. hoska kokoonius vaihtelee paikoin hyvin paljon, on kartalla eroitettu toisistaan vain kvartsittomat gabro-dioriitit ja kvartsipitoiset gneissigraniitti-granodioriitit. Valiasteita raitaisista homogeenisiin tyyppeihin tavataan usein, ja kivilaji voi muuttua kulkusulnlnassa toisesta toiseen. Sarnalla tavalla vaihtelee kokoomuskin samassa vyohykkeessi eika yleensa ole mahdollista vetd jyrkkaa rajaa eri tvvppien tai kivilajieu valille. N tille kivilajeille on tunnusomaista enemman tai vahemman selva suuntaus ja aivan suuntautumattomia nmunnoksia tuskin laisinkaan tavataan. Raesuuruus vaihtelee jonkin verran. Tavallisesti nama kivilajit ovat keskirakeisia, rnutta hienorakeisett dioriitit ovat verrattain vleisia Vanista SE sijaitsevalla alucella. Vari vaihtelee emaksisyyden mukaan vaalean harmaasta mustaan, mutta punertaviakin tyyppeja on olemassa. Gneissigraniitti-gabrosarjaan ei yleensa liity juonia. Namanlandilla on gneissigraniittijuoni, joka leikkaa anifiboliittia ja gneissigraniittia ja jatkuu mikrokliinipegmatiittiin, missy se graniittiutuu ja haviaa (Edelman 1949e, Fig. 9, P1.11). Lopesklobbin Iansirannalla on apliittinen juoni, joka leikkaa seka gneissia etta graniittia mutta kuitenkin on itse graniittiutunut. Eraissa breksioissa esiintyy plagioklaasirikkaita juonia, rnutta niiden liittymisesta tahan sarjaan ei ole varmuutta. Mustareunaisia pegmatiitteja, jotka ovat metamorfoosin tuloksia, kasitellaan myohemmin. (x n e i s s i g r a n i i t i t. (lneissigraniitit ja granodioriitit ovat tavallisesti pilsteisia, joko keski- tai tasarakeisia mutta joskus porfyroblastisiakin. Eri muunnoksista mainittakoon Oron N-karjessa oleva gneissigraniitti. Vaikka se on punainen, sisiiltaii se hyvin vahan mikrokliinia. Syllskarilla on harmaa gneissigraniitti, joka osaksi sisaltai pyoreitii sarvivalkekyhmyja. Sjohohnista S W on vyohyke sarvivilkepitoista gneissigraniittia. Sarvivalke esiintyy terveina porfyroblast eina. (4neissigraniitit ovat granoblastisia. Paamineraaleina ovat plagioklaasi, kvartsi ja biotiitti ja lisaksi on nryos sarvivalketta. Plagioklaasi on tavalli-

16 1 7 sesti oligoklaasia ilnran vyohykerakennetta. Se on usein kirkasta, inutta voi sisaltaa serisiittia, pigmenttia ja kalsiittia inuuttumistuloksina. Kvartsilla on yleensa selva aaltosammurninen. Sarvivdlke on joskus porfyroblastista ja ama vierasmuotoista sisaltden usein runsaasti sulkeumina min. biotiittia. Uraniittiutuneet mummokset sisaltavat vaihtelevia maaria mikrokliinia ja sen yhteydessa myrmekiittia. Aksessorisina nrineraaleina tavataan apatiittia, nialmia, zirkonia ja titaniittia. I) i o r i i t i t. Hounogeeniset dioriitit ovat kokoomukseltaan ja osaksi rakenteeltaankin samantapaisia kuin raitaiset tyypit. Rakenne on granoblastiuen ja suuntautunut. 1ioriitit ovat, useammin kuin gneissigraniitit ja gabrot, melko hienorakeisia. Plagioklaasi, sarvivalke ja biotiitti ovat tarkeimmat mineraalit ; kvartsia voi esiintyy vahissa maarin. Tunr hamnin N-puolella olevan Rergskariu NW-ramialla on hienorakeista diornttia, joka sisdltaa renkaita muodostavia sarvivalkeporfyroblasteja. Dioriitti esiintyy pienena juonena tai linssina karkeammassa gabro-dioriitissa. Sarvivalkeporfyroblastit sisaltavat runsaasti sulkeumia. Storskdrilla on juovainen dioriitti, jossa vuorottelevat tummat ja vaaleat juovat. Vaaleat juovat ovat kvartsia ja plagioklaasia, kun taas biotiitti on vallitsevana tummissa. Gl a b r o t. Cabrot ovat tavallisesti keskirakeisia ja heikommin suuntautuneita kuin happameminat syvakivilajit. Rakenne on yleensa granoblastinen. Ainoastaan siind gabrossa, joka esiintyy N. Storskdrin SE rannalla, on rakenne hypidiomorfinen. Paamineraaleina ovat plagioklaasi ja sarvivalke, mutta niiden keskinainen maara voi vaihdella paljon. 13iotiittia on usein ja eraissa nruunnoksissa tavataan kvartsiakin. Plagioklaasin kokoomus vaihtelee andesiinista labradoriin, joskus bytowniittiin. Se ei ole koskaan aivan kirkasta. Eraissa tapauksissa se on muuttunut melkein kokonaan serisiitiksi ja pigmentiksi. Alueen itdosassa on sarvivalke vaalean vihreaa ja heikosti pleokroista, kun taas alueen lansiosassa yleensa tumman vihreaa sekd err,issd kidesuunnissa melkein inustaa. Sandholnrin lahella olevan gabrovyohykkeen sarvivalkkeessa on melkein saar,inollisesti sulkeumina biotiittia ja apatiittia. Klinopyroksenia esiintyy gabroissa poikkeuksellisesti. Se voi sisaltaa sarvivalkesulkeumia. Apatiitti, malmi, titaniitti ja zirkoni ovat aksessorisia mineraaleja. Sandholmin ymparistossa olevissa gabroissa on runsaasti apatiittia. Paitsi serisiittia ja pigmenttia esiintyy muuttumistuloksena epidoottia. AJIFIBOLIITTIJ UO1\ ET Karttalehden alueella tavataan siella taalld amfiboliittijuonia. Ne leikkaavat aikaisernniin selostettuja sekd suprakrustisia etta infrakrustisia kivilajeja. Viimeksi inainituissa ne ovat tavallisempia. Juonen muoto on 3 SS 10/55/2, 43

17 is yleensi sailynyt paremmin kovassa sivukivissa, kuten esim. i)julpplatenilla, missy tasapaksu ja viivasuora juoni leikkaa koko saarta Pata juonta leikkaa kuitenkin plagioklaasigraniittinen juoni. Graniittiutuneessa sivukivessa esiintvvat anifiboliittijuonet ovat itse graniittiutuneet ja usein lisaksi poimuttuneet (kuva 13, taulu IV'). lama osoittaa niiden olevaii vanhenipia kuin granitisaatio. Juonien seuratessa kerros- tai liuskeisuuspintoja oil hvvin vaikeata erottaa niita amfiboliittikerroksista. Amfiboliittijuonet ovat hienorakeisia ja suuntautuneit.a tai liuskeisia. Kokoomus on vksitoikkoinen sisiiltaen plagioklaasia ja sarvivalketta. Djupplatenin juoni sisaltaa rnelkein yksinomaan sarvivi lkettii. Pieuissii niiarin tavataan kloriittia ja epidoottia. Dunskaristii E sijaitsevalla toisella saarella leikkaavat mikrokliinigraniittijuonet amfiboliittijuonta, joka sisaltaa mybskin biotiittia ja kvartsia. ( ; RANITISAATIO JA SEN TULOKSET G r a ii i t i s a a t i o. Tally alueella on granitisaatio saanut aikaan suurempia muutoksia kuin nrikaan muu metamorfinen prosessi. Tavallisesti se ei ole mennyt loppuun saakka eika min ollen ole muodostanut taysin homogeenista mikrokliinigraniittia, vaan se on keskeytynyt ja tasty syyst. tavataan kaikenlaisia valiasteita. Granitisaatio ei voi olla vksikiisitteinen prosessi, koska hvvin erilaiset kivilajit ovat eri tavoin muuttuneet vha graniittisemmiksi. Alkuperaisen aineksen kokoomus, tektonisoituminen, lampotila ja paine yin. ovat vaikuttaneet siihen, etta valitulokset ovat hvvin erilaisia. Mainittava on sekin tosiasia, etta, granitisaatioaste voi vaihdella hvvinkin paljon muutaman metrin matkalla ilinan initaan selitettavissa olevaa syvtii. $ellaisetkin kivilajit, jotka eraissa tapauksissa nayttavi t vastustuskykvisilta, ovat muualla vahvasti graiiiittiutuneet. Usein voidaan havaita todennakoisesti kerrosten ominaisuuksista riippuen eri kerrosten granlittiutuneen eri vahvasti, kun tans toisissa tapauksissa granitisaatio ei ole valittanyt paljoakaan alkuperaisesta kokoomuksesta. Alkuperaisaineksen kokoomus ja tektonisoituminen ovat kuitenkin mornissa tapauksissa selvasti vaikuttaneet granitisaation kulkuun. Happamet kivilajit graniittiutuvat helpommin kuin einaksiset, koska edellisessa kokoomuksen ei tarvitse muuttua nun paljon kuin viimeksi mainituissa. Gneissien alkuperainen kokoonius on useinkin hvvin lahella graniitin kokooniusta, jonka ti hden graniittiutuminen titllaisessa tapauksessa voi olla paaasiallisesti vain uudelleen kiteytvmista. Kerrokselliset ja liuskeiset, tavallisesti suprakrustiset kivilajit eiva.t vleensa ole olleet erikoisen hauraita. Niissa ovat kerros- tai liuskeisuusraot tarjonneet granitisoivalle ainekselle hyvat liikkumismahdollisuudet. Pegmatiittiset: suonet ovat tayttaneet nama avautuneet raot, ja taten kivilaji

18 on muuttuirut suonigneissiksi. tiaisti suonista alkaen graniittiutuminen on voinut jatkua sivukiveen. Kovat ja hauraat kivilajit murtuvat rnelko lielposti breksioiksi. Pegmatiitit tayttavat murskaleiden valiset raot, ja misty juonista alkaen murskaleet graniittiutuvat enemnnan tai vaheinnian. Tinid on ehka yleisin gneissigraniittien, dioriittien ja gabrojen grauhttiutumistapa. Eraissa tapauksissa tektoniset liikunnot ovat saaneet aikaan mikroskooppisen pienia murtumisvyohykkeita, joita pitkin granitisoiva allies on liikkunut aiheuttaen niihin mikrokliiliiporfyroblastien kasv-lia (Edelman 1949a). Tal1a tavalla on gneissigraniitista tai dioriitista syntynvt "porfyyrigraniitti", missy "hajarakeet" ovat mikrokliinia, kun taas perusmassa on plagioklaasirikas. Paikoitellen mikrokliiniporfyroblastit ovat keraantyneet pegmatiittimaisiksi linsseiksi tai kyhmyiksi. Sivukivi on naissa tapauksissa yleensa gneissia. Joskus nama porfyroblastit ovat kiteytyneet suonigneisseihin niin, etta toinen puoli rakeesta oil suonessa toinen vanhassa kivilajissa. (,'ranitisaatio on myos usein tapahtunut ilman nakyvaa graniittiutumista aiheuttavien ainesten tulokanavaa. Tally tavalla esim. agmatiittien murskaleet ja suonigneissien vanhat suikaleet ovat muuttuneet haamumaisiksi jl idm)ksiksi, mutta on myos esimerkkej< siitii, etti tallaista salaista granitisaatiota on voinut tapahtua suuremmassakin mittakaavassa. Silloin on syntynyt mikrokliinigraniittia ilnian haamumaisia jaannoksik. On syyta huoinauttaa, ettei kivilajien granitisaatio aina tapahdu edella rnainituilla tavoilla. Nun voi edellisista poiketen sarvivalkegabrosta tulla suonigneissi kuten esim. Bodon N\N-rannalla ja kerroksellisesta amfiboliittikiillegneissista breksia kuten esim. Jammerskarsgrundetissa (kuva 15, taulu IV). S u o n i g n e i s s i t. Alueen N-osissa on rnelko paljon suonigneisseja. NE-kulmasta tuleva leptiitti graniittiutuu SW-pain mentaessk. Graniittisuonten maara kasvaa kunnes vanha aines on supist.unut graniitissa havaittaviksi kapeiksi vyohykkeiksi tai suikaleiksi. Kasnaslandetissa nama gneissit eivat ole nun voiinakkaasti poimuttuneita kuin esim. Holman ja Soderon tienoilla. Kartta-alueen N\V'-osassa suonigneissien vanha aines on kiillegneissia. Raitaisen sarjan gneissi-amfibolitti on usein muuttunut suonigneissiksi siten, etta happarnet kerrokset ovat graniittiutuneet vahvemmin kuin emaksiset. Suonikkuus on tkssa tapauksessa reliktista raitaisuutta. Nkma suonigneissit eroavat ulkonaoltaan jonkin verran ylla mainituista. Tummat amfiboliittiset kerrokset ovat verrattain hyvin sailyttaneet alkuperaisen nniotonsa, eivatka lie yleensa ole muuttuneet kiemurteleviksi suikaleiksi. Myoskin dioriitit ja gabrot ovat eraissk tapauksissa muuttuneet suonigneisseiksi, kuten esim. Oron itaosassa ja Bodon luoteisrannalla. A g in a t i i t i t. Enemman tai vahemman graniittiutuneet hreksiat ell agmatiitit ovat verrattain yleisia. Murskaleet ovat eri tapauksissa liikku- 1 9)

19 20 neet eri tavoin, ja joskus tavataan vain yksinaisia murskaleita homogeenisessa graniitissa. Murskaleet, joiden alkuperainen kokoomus on ollut gneissigraniittinen, dioriittinen tai gabromainen, ovat graniittiutuneet tasaisesti haamumaisiksi jaannoksiksi. 1`anha rakenne nakyy viela nun selvasti rantojen silokallioissa, etta siella voidaan vaikeuksitta tehda tektonisia havaiiitoja. P o r f y y r i g r a n i i t i t. 6raniittiutumisen yhteydessa on mikrokliini usein muodostanut porfyroblasteja dioriitteihin ja gneissigraniitteihin. Samalla kertaa on kvartsimaara kasvanut ja sarvivalke muuttunut biotiitiksi. Talloin on svntynyt porfyyrigraniittia (tai oikeammin porfyroblastigraniittia). XZikrokliiniporfyroblasteja on joskus kasvanut myoskin suonigneisseihin. Dunskar-Kalskarin iyohykkeessa esiintyy kaunis porfyyrigraniitti. jossa on isoja mikrokliinirakeita tummassa biotiitti-plagioklaasirikkaassa perusmassassa. Stor Strangskarilla ja muualla ymparistossa sama porfvvrigraniitti esiintyy joko kapeina vy ohykkeina tai murskaleina tasarakeisessa graniitissa. Porfyroblast ien lapimitta voi olla jopa 3 sm. Tavallisesti punaisen rnikrokliinin ymparilla on valkoinen myrrnekiittirengas. Joskus niiinzi porfyroblastit esiintyvat vain maaratyissa kerroksissa puuttuen kokonaan toisista (Edelman 1949 a). Karttalehtialueen itaosassa, N. Storskarist t S, on porfyyrigraniitin tapainen muunnos. ()'rraniittiutumista aiheuttava aines on keraantvnyt linsseiksi gneissigraniittiin. Porfyyriset graniitit, joiden perusmassakin on mikrokliinirikasta, ovat verrattain tavallisia. Mikrokliiniporfyrohlastien lapimitta vaihtelee 0,5 ja 2 sm :n valille ja ovat melkein aina sit untautuneita. U r a ii i i t i t. Yllakuvatut migrnatiittigraniitit vaihettuvat usein homogeenisiksi keskirakeisiksi mikrokliinigraniiteiksi. flaamurnaiset jaannokset haipyvat vahitellen, mutta joskus nakyy muuten puhtaassa graniitissa pienia suuntautuneita tummia sulkeutnia. Narna graniitit ovat saamiollisesti punaisia ja tasarakeisia. 1Jsein niissa on reliktinen suuntaus. -All i k r o s k o o p pine n k u v a u s. (,raniittien rakenne on granoblastinen, joskus porfyroblastinen. Mikrokliini on kirkas ja muita mineraaleja nuorempi. A errattain heikosti graniittiutuneissa kivilajeissa se esiintyy usein mikroskooppisissa ruhjevyohykkeissa. Mikrokliinipitoisuus vaihtelee hyvin paljon, ja poikkeuksellisesti se voi olla niin suuri, etta kivilaji lahentelee nionomineraalista nnkrokliinikivea. Plagioklaasille aiheuttaa pigmentti yleensa ruskean varin, mutta rakeiden reunat ovat usein kirkkaita. Myrmekiittirakeime on hyvin tavallista. Kvartsi on paikoin hienorakeista ja ruhjoutunutta, mutta usein se on karkeaa ja uudelleenkiteytyiytta. Aaltosammuniinen on tavallisesti vahvaa. Biotiitti on yleensa ainoa tumma mineraali ja sekin voi joskus puuttua. Sen pleokroismi on tavallisesti vahva. Biotiitti on toisinaan muuttunut kloriitiksi ja rautaoksidiksi. Granaattia

20 2 1 tavataan graniiteissa paaasiallisesti miller alueilla, missy on granaattipitoisia gneisseja. Muskoviitti ja serisiitti ovat sekundaarisia, ja apatiitti, zirkoni seka malmi aksessorisia. Magnetiittia nakyy eraissa graniiteissa palj ain silmin kuten esim. Trollonin seka Ankarklobbin (Orosta n. 1 km SE) tienoilla. PEGAIATIITIT JA APLIITIT Graniittiset juonet ovat yleensa karkeita, pegmatiittisia, harvemmin hienorakeisia, apliittisia. Juonikivilajeista suurimman ryhman muodostavat suonigneissien suonet. Ne ovat saannollisesti mikrokliinirikkaita, mutta esim. Haraskarin NE-niemessa overt amfiboliittisen suonigneissin apliittiset suonet melkein mikrokliinivapaita. Eraissa tapauksissa mikrokliiniporfyroblastit o-,,-at kasvaneet yhteen pegmatiittisiksi linsseiksi tai luiroiksi. Juonet seuraavat yleensa kerros- tai liuskeisuuspintoja, mutta usein ne myoskin ovat edella mainittuja pintoja jyrkasti leikkaavia. Pegmatiitti, joka leikkaa gneissia, voi haaraantua ja jatkua pitkin liuskeisuuspintoja suonena tai linssinauhana. Jaykissd kivilajeissa, kuten gabroissa ja dioriiteissa, pegmatiitit overt jyrkasti leikkaavia ja muodostavat usein epasaannollisen verkoston. Tallaisesta muodostumasta ei ole pitka askel todellisiin breksioihin. Miter jaykempi sivukivi on ollut sites suoremmat ovat juonien kontaktit. Pehmeissa sivukivissa pegmaattien muodot ovat epasaannolhsempia. Pegmatiitit ja apliitit leikkaavat joskus toisiaan. Tahan seikkaan ei usein kuitenkaan voi perustaa mitaan johtopaatoksia, koska kapeat juonet, jotka lahtevat samasta isosta pegmatiitista, voivat leikata toisiaan samalla pal jastumallakin, mikes osoittaa, ettai ikaero voi olla aivan merkitykseton. St.ubbnasista 50 m. E olevan saaren itarannalla on apliittijuoni, joka leikkaa raitaisessa sarjassa ultraemaksisen murskaleen kulmaa (kuva 14, taulu 1V). Murskaleen rajapinnat jatkuvat ilman havaittavaa siirrosta apliittijuonen toisella sivulla. Vaikuttaa silty niinkuin juoni ei olisi tunkeutunut avautuneeseen rakoon, vaan etta se on syovyttanyt itselleen tilan. Mikrokliini esiintyy isoina pertiittisina rakeina, joissa on selves ristikkorakenue. Plagioklaasilla on tavallisesti pigmentin aiheuttama harmaa tai ruskea vari inuualla paitsi reunoissa. Se voi esiintyy sulkeumana mikrokliinissa. Kvartsin aaltosammuminen on plagioklaasipegmatiiteissa vahva, mutta heikko mikrokliinipegmatiiteissa. Biotiitti, joka joskus on kloriittiutunut, on tarkein tumma mineraali. Vitgrundetin (aivan Rodgrundetin E-puolella) SAC-rannalla on juonentapainen 2-3 in levees vyohyke. Sen kulku on N 10 E ja kaade pysty leikaten graniittiutunutta gneissi-amfiboliittia jyrkasti. Maastossa se esiintyy n. 2 m. syvana rotkona. Tamara vyohykkeen kivilaji on huokoista ja rajoittuminen sivukiveen kay asteittain ilman jyrkkaa rajaa. Se sisaltaa melkein

21 yksinomaan kirkasta mikrokliinia ja hyvin vi du pigmentin samentamaa plagioklaasia. i\likrokliinirakeiden pinnat ovat punaruskeita rautahydroksidista. Vaihettuminen sivukiveen tapahtuu siten, etta kirkkaan ntikrokliinin tilalle tulee kvartsia, plagioklaasia.ja toisentyyppista mikrokliinia. Tama kokooniukseltaan lahinna syeniittinen jnoni on todennaktiisesti syntynyt kalimetasoinatoosin v aikutuksesta. Fleikon rakentecnsa takia se on my6- hemmin rapautunut vahvasti. Karttalehden lansiosassa tavataan usein, yleensii gabroissa, dioriiteissa ja gneissigraniiteissa, mustareunaisia pegmatiitteja. Nama pegmatiitit ovat tavallisesti juonen tai linssin muotoisia (kuva ( ;, taulu 11). Joskus nakee, etta linssin musty reuna leikkaa sivukiven pilsteisyytta, joka ei rnillaan tavalla muuta suuntaansa linssin liiheisyydessa. Nanny pegmatiitit sisaltavat plagioklaasia tai mikrokliinia ja lisaksi yleensa kvartsia. Dlusta reuna oil inelkein yksinomaan sarvivalketti. Eraissa tapauksissa pegmatiittiaines on osaksi lahtenyt pois juonesta, ja jaljelle jaaneet mustat reunat vaikuttavat hornblendiittisilta juonilta. Sandholmin NE-karjesta N, n. 50 ni olevalla pienella saarella on gabrossa vyohykkeita, joissa todemiakoisesti vanhoja rakoja pitkin kivilaji on kiteytynyt uudelleen karkeammaksi niin, etta vaalea aines on keraantynyt keskelle samalla kun sivukiven reunat ovat tulleet tummemmiksi (kuva 5, taulu II). Samanaikaisesti on syntynyt ma(netiittia, ja paikoitellen voi pegmatiittien magnetiittipitoisuus olla kymmenia prosentteja. Eraissa tapauksissa erottuminen ei ole ollut niin tay dellista, vaan on syntynyt sarvivalkepitoisia pegmatiitteja, joiden ymparilla vol olla hyviii kapea musta retina (kuva 7, taulu II). HIEKKAKIVI Pienella Sejsaii-nimisellii saarella, joka sijaitsee n. 5 km ()rosta SE, on graniitissa kulmikas hiekkikivijnot)1 kill Oil grainittrapautunutt i rnuutaman dm syvyyteen niin, etta rapautumaton hiekkakivi on n. 5 sm paksuna laattana keskella tiitzi s,vvennysta. Hiekkakivi on valkoista sisaltaen kvartsia lisiiksi muutamia isoja maasalpiirakeita. Kvartsirakeiden lapimitta on ', mni. Ne eivat ole erikoisen hyvin pyoristyneita tai pal Iomaisia. Iskosaineena on kvartsi (Simonen-Kouvo 1955). Hiekkakivea on paikoitellen irtolohkareina iii ii runsaasti, etta on syyta otaksua hiekkakivijaarni6ksiii esiintyvaii laheisessad kallioperzssii (Edelmaii 1951, sivu 159). Paitsi lohkareiden lukuisuus osoittaa myos niiden koko-- pituus voi olla pari rnetriii ja paksuus metrin - emaikallion olevan Iahella. Tasty s`ysta oil paikallaaii lyhyt kuvaus naistakin lohkareista, vaikka lie osaksi voivat olla pitkainatkaisia. Raesuuruus vaihtelee hiekan ja kong-

22 2 3 lorneraatin kooii valilla ja vari puhtaan valkoisesta harmaan, kellert ivan tai vihertavan kautta ruskeaan tai punaiseen. Isoissa lohkareissa voi virtakerroksellisuuttakin olla nakvvissa. Punaisissa hienorakeisissa nnuunnoksissa on usein aallokon, tuulen tai juoksevan vedeu aiheuttamia aallonmerkke,ja ja eraassd niiytteessa sadepisaroidenkin jalkia. Konglomeraateista on lovdetty tuulen hiomia kivia. M'Ionet muunnokset sisaltavit ruosteen ruskeita tai vihreita savilinssejii, jotka tavallisesti overt rapautuneet pois kiven pinnasta jattaen jalkeensa koloja. Kokoomus vaihtelee puhtaasta kvartsihiekkakivesta arkoosiin eli maasalpahiekkakiveen. Kvartsihiekkakivessa rakeet ovat pyoristyneitd, joskus erittaiii Ii yvinkin, kun tags arkooseissa rakeet yleensa ovat kulmikkaita ja teravasarm~iisid ja siis verrattain vdhan kuluneita. Paitsi kvartsia, mikrokliinia ja plagioklaasia on arkooseissa malmia, biotiittia, muskoviittia ja apatiittia yin. aksessorisia mnineraaleja. Kvartsin aaltosammuininen on vahvempi ja yleisempi arkooseissa kuin kvartsihiekkakivissa. Tarkein iskosaine on kvartsi. Eraissa konkreetioissa esiintyy iskoksena kalkkisalpaa. Muutarnissa hiekkakivissa on seka iskoksena etta rakeina hyvin hienorakeista kvartsia. Se on tavallisempaa arkooseissa kuin kvartsihiekkakivissa. Iskoksen raesuuruus on n mm. HVODYLLISET KAIV"AN AISET Taman karttalehden alueella ei nykyisin ole kaivostoimintaa eikd valtauksia. Kalkkia ja pegniatiittia on aikaisemmin louhittu jonkin verran, edellista eraastd kerroksesta Sdbbholmenin NW-rannalla. Hyljattyja pegnlatiittilouhoksia on Langholmin NW-rannalla ja Apelholmin S-osassa. Stor Mistskarin (Vanostd NV) NE-karjessa on pieni magneettinen hairio. Karttalehtialueen NNN'-osassa on tavattu magnetiittia pegmatiiteista ja Rosalan N-rannalla nlitatt6nidna erkaumana raitaisessa sarjassa. Nailla ei ole t.aloudellista merkitysta. Yhta arvoton on myos se molyhdeenihohde, joka esiintyv kvartsijuonen ja tilt raernaksisen niurskaleen kontaktissa U..) kin Rosalan N-rannasta N ja 1.5 kn1 Kalvholmista E olevalla pienella saarella. TEKTONIIKKA Y'LE[SKUVA RAKENTEISTA Flakenteellisesti aloe jakaantuu kolineen osaan. Kahden ita-lantisen graniittidoomin valilla on kapea, usein melko emaksinen vyohyke, joka iddssa leviaa viuhkamaisesti inuuttuen samalla raitaisemmaksi ja epahomogeenisemmaksi (kuva 3).

23 2 4 Karttalehden pohjoisraja leikkaa pohjoisen graniittidoomin siten, etta n. kolmasosa sen leveydesta jaa taman lehden puolelle. Taman doomin rakenne on tyypillisin idassa. Kulku on siella, paikallisia vaihteluja lukuunottamatta, yleensa NE. Erilaiset graniitissa olevat vyohykkeet kaartuvat Kuva 3. Lohkostereogramma karttalehden alueesta. Raitainen sarja seka siihen liittyvat kivilajit on vedetty erilleen, jotta graniittidoomien muodot tulisivat paremmin nakvviin. Fig. 3. Block stereo gram of the map sheet area. The banded series and associated rocks have been drawn out in order to show better the shape of the domes. lounaaseen mentaessa W suuntaan joko yhtyen emaksiseen vyohykkeeseen tai haipyen jo aikaisemmin. Kaade on doomista poispain tai pysty, siis S, SE tai E, mutta sen suuruus vaihtelee. Karttalehtialueen NW kulma on rakenteellisesti mutkikkaampi, koska se sijaitsee taman doomin ja lannempana, olevan graniittialeen valilla. Toinen graniittidoomi, joka tayttaa karttalehtialueen S- ja SW-osat, ulottuu idassa Bodohon saakka. Se on kaksi-, ehka kolmeosainen. Itainen puoli, sinansa pieni, mahdollisesti kaksoisdoomi, jonka lansiraja on Stockhamnsharun tienoilla, on kalteva. Paikallisia vaihteluja lukuunottamatta kaade seka lannessa etta idassa on itainen. Kerrokset kaatuvat siis lannessa usein loivasti doomin alle. Sen ylaosa on liikkunut lanteeripain ja osaksi lepaa nyt lantisen osadoomin paalla. Viimeksi mainitulla on myos ainakin itaosassaan tyypillinen doomimuoto. Lannempana sen rakenne kuitenkin tulee epaselvemmaksi. Osadoomien valissa oleva raja-aloe on etelassa tektonisoitunut niin vahvasti, etta liuskeisuus leikkaa ja melkein taydellisesti peittaa vanhaa kerroksellisuutta. Ainoastaan maaratyt emaksiset vyohykkeet tai linssit osoittavat, etta kerrosten kulku on siella alunperin ollut SE ja etta todella on ollut kaksi doomia, vaikka liuskeisuus muodostaa vain yhden doomin. Pohjoisempana, Stockhamnsharun tienoilla, on vanha kerroksellisuus paremmin sailynyt.

24 2 5 Emaksinen vyohyke, joka selkarankana kulkee E-W-suunnassa alueen lapi, on kokoonpuristunut synkliini. Idassa se leviaa viuhkamaisesti muodostaen selvemman synkliinin tai synklinoriumin. Vyohykkeen etelaosassa on antikliini, jonka korkein kohta on Bodon tienoilla. Taalta jatkuu gneissigraniittinen haara SW pain. Emaksisen vyohykkeen raitaisuus on selvempaa idassa, missy graniittidoomien sivupuristus on ollut pienempi. SUUNTAUS JA RAITAISUU S Kivilajit ovat tally alueella enemman tai vahemman suuntautuneita. Migmatiittigraniiteissa suuntaus usein on heikko. Suuntautumattomia ovat eraat tasarakeiset biotiittikoyhat graniit.i t ja pegmatiitit. Ultraemaksiset kivet ovat myoskin saannollisesti suuntautumattomia, koska lie ovat haurautensa vuoksi pikemmin sarkyneet murskaleiksi kuin saaneet suunnattua rakennetta. Muut kivilajit ovat selvasti suuntautuneita. Liuskesulkeumat, biotiittisuomut tai isot mikrokliinilaatat antavat migmatiittigraniitille suuntauksen, joka harmoonisesti seuraa vmparoivan kallioperan tektoniikkaa. Keskirakeiset gneissigraniitit, dioriitit ja sarvivalkegabrot ovat saannollisesti pilsteisia. Hienorakeisissa suprakrustisissa gneisseissa ja amfiboliiteissa suuntaus on kehittynyt liuskeisuudeksi. Naissa kivilajeissa vanha kerroksellisuus on helpottanut liuskeisuuden synt.ya. Monessa tapauksessa on vaikeata erottaa alkuperaista kerroksellisuutta tektonisten liikuntojen aikaansaamasta juovaisuudesta tai raitaisuudesta. Raitaisessa sarjassa vuorottelevat happamet leptiittiset ja emaksiset amfiboliittiset kerrokset. Vaikka nama kivilajit metamorfoituvat keskirakeisiksi gneissigraniittimaisiksi tai dioriittimaisiksi tyypeiksi, sailyy kuitenkin usein raitaisuus. Toisaalta breksia vol muuttua raitaiseksi gneissi-amfiboliitiksi murskaleiden puristuessa ohuiksi laatoiksi. Uudelleenkiteytymisen vuoksi ei ilman perusteellisia tutkimuksia voida paattaa kivilajin alkuperaa. Liuskeisuus ja kerroksellisuus ndyttavat yleensa olevan yhdensuuntaisia. On kuitenkin olemassa esimerkkeja transverssiliuskeisuudesta. Ensimindinen askel transverssiliuskeisuuden synnyssa ilinenee siirrosten leikatessa poimuja kapeiksi laatoiksi. Pegmatiittijuonet ovat paikoitellen tunkeutuneet naihin siirrosrakoihin (Edelman 1949c. Fig. 21 P1.IV). Ristikkain menevaa liuskeisuutta esiintyy Stockhamnista S ja SE sijaitsevalla alueella. Liuskeisuuden kulku on siella n. N 70 E kun taas gabromaiset vyohykkeet kulkevat suunnassa N 50 W. 4 SS1O/55/2,43

25 26 PO \1L't, Poimutus on vleensa ollut voimakasta. Nuoremrnilla liikurnioilla on ollut inahdollisuuksia muovailla vanhenlpia poimuja ja rakennepiirteita, ja nuorin poimutusvaihe, joka liittyv graniittiutumiseen, on tasty syystii jattanyt selvirnmat jaljet, m ill. g r a niittidoonnt, kallioperan rakenteeseen. Vlonesta eri svvsta riippuen vaihtelee poiniutustvyli hyvin paljon. Kivilajien ollessa riittavan lujia, on svntynyt puoliympyran tai V-n muotoisia poimuja (kuva 1, taulu 1). Fr issi tapauksissa eivat kaikki kerrokset ole voineet poirnuttua yhta teraviksi kulniiksi. Tasty svvsta on voinut svntya satularakoja, joihin myohemmin on kiteytynvt pegmatiittia (kuva 2, taulu 1). Paikoitellen tavataan poimuja, jotka ovat syntyneet lukemattomia yhderrsuuntaisia rakoja pitkin tapahtuneista pienistd siirroksista. Tasty tyypista on kaikenlaisia vaihettumismuotoja taysin plastilliseen poimutukseen. Holman W'-rannalla esiintyy esim. lip-in voimakkaasti poimuttunutta suonigneissia, jossa ei nay rniukaanlaisia siirroksia. Poimutus ei kuitenkaan tassa tapauksessa ole ollut taysin plastillista, koska pikkupoimujen akselit ovat aivan yhdensuuntaisia. mind tyyli muistuttaa ns. ptygmaattista poimutusta, joka usein seuraa ympariston tektoniikkaa akselisuuntaan ja liikuntosuuntaan nahden (kuva 3, taulu I). Plastillinen poimutus on luonteenornainen graniittiutuneille kivilajeille. Poimutustyyli vol myoskin vaihdella huomattavasti eri kerroksissa. Esim. Stor Hastskarin W-rannalla ovat eraat kerrokset poimuttuneet isoklinaalisesti toisten kerrosten rnuodostamien loivempien poimujen sisaan. Kun kalliopera ei koskaan ole ollut td ysin homogeenisesti plastillinen, vaan siina on aina ollut jaykkvyseroja eri kivilajien valilla, riippuvat poimujen muodot usein paikallisista olosuhteista. Esim. Soderi n SW-rannalla ovat kovat amfiboliittiset murskaleet saaneet aikaan paikallisia pikkupoimuja, jotka eivat sovi ympariston yleistektorriikkaan (kuva 4, taulu 1). AKSELI J A VENY M Yleisin akselisuunta on E-\-V, ja kaade vaihtelee vaakasuorasta pystysuoraan. N-S, loiva tai vaakasuora akselisuunta tavataan erikoisesti doomien itaosissa, missi kerrosten ja toisten akselien kaateet vaihtelevat vaakasuoran ja pystysuoran asennon valilla. Poimutus on siis tapahtunut kahteen suuntaan. Siella, missy kerrosten kaade on jyrkkii ja kulku E-\V, ovat pikkupoimujen akselit yleeiisa jyrkkia tai pystyja. Poimutuksen sekavuutta osoittaa esirn. Hamnholmarnan vmparistii. Kulku ja kaade ovat siella hvvin siiannolliset. Kulku vaihtelee N 90 7O E ja kaade on pvsty tai jyrkka. Tassa tasossa sijaitsevat melkein poikkeuksetta kaikki havaitut poinniakselit. Kutern kuvat 4 ja 5 osoittavat, vaihtelee

26 akselikaade vaakasuorasta pystysuoraan. Mitaan saannollisyytta ei ole havaittu akselikaateessa. Jyrkat akselit ovat tavallisempia kuin loivat, mutta 27 s Kuva poimuakselia stereograafisessa projektiossa. Akselit ovat siita alueesta, joka nakyy kuvassa 5. Fig fold axes in stereographic projection. All these axes are from the area seen in Fig !F a 7V V m 3 * O -~ r0 V0,o ~~ ~~O ~ pr 7A 9 J~ JO o- 2r lot O T- O.Q C o Y 6 Kuva 5. Akseleita ja venymia Hamnholmarnan ymparistossa. 1. kaatuva akseli, 2. vaakasuora akseli, 3. pystysuora akseli ja 4. venyma. Fig. 5. Fold axes and lineations in the area around the islands of Hamnholmarna, 1. pitching axis, 2. horizontal axis, 3. vertical axis and 4. lineation.

27 2 8 tames voi jolitua siita, etta niita on helpompi havaita loivilla kallioilla. Toinen esimerkki akselisuunnan vaihtelusta on pienella Soderon SW-raiiiialla olevalla paljastumalla, missy n. neliometrin alalla on nelja eri akselisnuntaa samassa kerroksessa. Tames, karttalehtialue ei ole sopiva venymatutkimuksien suorittamiseen, koska kivilajit usein ovat luau karkeita ja venymat tasty syysta epaselvia. Havaitut venymat samoinkuin akselitkin ovat kerros- tai liuskeisuustasossa. Monissa tapauksissa on venyma yhdensuuntainen akselin kanssa, inutta niiden valinen suhde ei kuitenkaan aina ole selves. BREKSTAT Tektoniset voimat eivat yleensa ole voineet poimuttaa kovia ja hauraita einaksisia kivilajeja, vaan ne ovat murskanneet mites teravasarmaisiksi breksioiksi (kuva 7, taulu II - kuva 10, taulu III). Liikuntojen ollessa vahaisia, on avautunut vain ohuita rakoja murskaleitten valiin kuten esim. Djupplatenilla. Usein murskaleet kuitenkin ovat liikkuneet niin paljon, ettei enaa nay, miten ne alunperin ovat liittyneet toisiinsa. Missy liikunnot ovat olleet vahvempia, ovat murskaleet deformoituneet enemman tai v i- hemman silmamaisiksi (kuva 10, taulu III). Tallaiset deformoituneet murskaleet voivat muodostaa kapeita breksiavyohykkeita kuten esim. Djupplatenilla. Siella suurimmat liikunnot ovat tapahtuneet maarattyjii vyohykkeita pitkin. Deformaatio on monin paikoin mennyt viela pitemmalle. Murskaleet ovat silloin muuttuneet linsseiksi tai laatoiksi, joiden pituus voi olla 20 kertaa paksuutta suurempi. Pun pituus yha enemman kasvaa ja paksuus vastaavasti vahenee, muuttuu breksia raitaiseksi kivilajiksi, joka kuitenkin viela voi sisaltaa yksinaisia teravasarmaisii tai silmamaisia, murskaleita. Raitaisessa sarjassa esiintyy myos breksioituinista huolimatta siita, onko raitaisuus alkuperaista kerroksellisuutta tai tektonista juovaisuutta. Jaykat kerrokset eivat ole kestaneet liikuntoja, vaan niihin on syntynyt poikittaisia tai vinoja rakoja, joiden erottamat inurskaleet ovat alkaneet pyoria. Kun ymparoivat kerrokset ovat tunkeutuneet murskaleiden valiin, on syntynyt boudinageja. On mahdollista, etta hauras kerros voi muuttua breksiakerrokseksi ja breksia edelleen raitaiseksi kivilajiksi suunnilleen samanlaisten liikuntojen tuloksina, eika aina voida varmuudella maarata, mihin suuntaan kehitys on mennyt (kuvat 9 11, taulu III). Voidaan kuitenkin todeta, etta liikunnot tally alueella ovat saaneet aikaan enemman breksioitumista kuin yleensa muualla Etela-Suomessa.

28 2 9 LIIKTJNNOT Tektonisten liikuntojen suunta voidaaii nionessa tapauksessa maarata murskaleitten pyoriihdyksista breksioissa ja boudinageissa seka S-muotoisista poimuista. Suuri enemmisto nain todetuista liikunnoista osoittaa kirtoliiketta vastapaivaan. Tama koko aluetta koskeva pikkurakenteiden liikuntosuunta ei nayta olevan riippuvaiiien doomeista. Itse doomirnuoto johtuu graniittien nousemisesta ylospain. Vano-Stockhamnin doomin kallistuva rakenne (sivu 24) osoittaa, ettii ylaosa on liikkunut lanteenpain. On siis tapahtunut heikkoa ylityontoa lanteen. On kuitenkin olemassa poikkeuksia yleisliikunnoista, esim. Norrharun (Bergskarista n. 4 km \V) \V-rannalla on pienie itaaupi in ylityontyneita poimuja. KIVILAJIL\ KONTAKTIT Lukuunottamatta breksioiden ja juonien kontakteja ovat kivilajikontaktit yleensa naennz isesti konkordanttisia. Tiinia voi osaksi johtua siiti, etta ne tavallisesti ovat tektonisia tai tektonisoituneita. On myos olemassa tektonisia diskordausseja ja intrusiivikontakteja. Esini. St. Hastskarin NVrannalla leikkaa eras suprakrustinen suonigneissi jyrkasti toista gneissia (kuva 16, taulu IV) ja Jiimmerskarsgrundetilia voidaan seurata, kuinka suprakrustinen gneissi amfiboliittisine valikerroksineen muuttuu intrusiivibreksian nakoiseksi (kuva 15, taulu IV). Gneissigraniitti-gabrovyohykkeiden rajat ovat ainakin suurin piirteiil konkordanttisia. Miginatiittigraniittien kontaktit ovat monenlaisia. Suonigneissi, breksia ja asteittainen vaihettuminen ovat tavallisimmat tvypit, ja ne esiintyvat joko yksin tai useammin yhdessa toistensa kanssa. Erikoislaatuinen on graniitin kontakti Lopesklobbin tiv-rannalla. Gneissikerrokset jatkuvat sormimaisesti graniittien. Poimuttunut hapan juoni, joka leikkaa molempia kivilajeja, on graiiiittiutunut ja vaikuttaa siten sainalla kertaa seka vanhemmalta etta nuoremmalta kuin graniitti. Samantapainen juoni on Narnanlandin NW"-rannalla. (Edelman 1949 c, Fig. 9, P1. II). Mluista omituisista juonista mainittakoon apliittijuoni, joka nayttaa syovyttaneen itselleen tilaa (sivu 21 ; kuva 14, taulu IV). Juonista voidaan yleisesti sanoa, ettd valtaosa niista liittyy migmatiittigraniittiin. RAOT JA SIIRROKSET Tarkeimmat poimutukseen hittyvat raot ovat liuskeisuusrakoja, jotka usein samalla kertaa ovat kerrosrakoja. Niiden asento nakyy kallioperakartan kulku- ja kaadehavainnoista. Poikkiraot muodostavat toisen ryhman. Ne ovat suunnilleen kohtisuorassa akselia vastaan ja voivat olla seka

29 b Kuva 6. Morfologisia rakoja Gullkronafjardin ymparistossa. Numerot osoittavat kallioiden korkeuden ja negatiiviset numerot meren syvyyden. G Gullkronafjard, No NOtO (Edelman 1949c, Fig. 28, P1. VII). Fig. 6. Morphologic joints in the surroundings of Gullkrona fjord. The Arabic numerals indicate the height of the summits, the negative ones the depth of the sea. G Gullkronafjard, No NOtb. (Edelman 1949c, Fig. 28, Pl. VII).

30 :31 vaakasuoria ettii pystysuoria akselisnunnasta riippuen. Poinnttusliikuntoihin liittvvat nivoskin breksiotssa aikaisenimin mainitut raot. Poimutusta nuoremmat lohkoliikunnot ovat kayttaneet hvvakseen vanho1a rakoja ja lisaksi muodostaneet nusia. Tavallisimmat niista ovat vaakasuoria tai loivia pengerrysrakoja. Rakovalit voivat naissa vaihdella hyvin paljon. Erailla saarilla Paliolmiii ymparistossa esiintyy muutaman metrin paksuinen pengerrysvyohyke, jonka rakovali on n. I din. Se esiintyy kaikkialla juuri nierenpinan ylapuolella. Kivilajin kokoomus ja rakenne vaikuttaa usein rakotiheyteen. Esim. Traskitolmista ii. O.s kni NE olevalla pienella saarella ainoastaan joka toinen tai kolmas graniitissa esiintvva rako jatkuu kontaktin vli gabro-dioriittiin. Suurista rakosysteemeista niainittakoon ne, jotka liittyvat Gullkronan hautalaskemnan syntyvn (kuva 6). Sen itasivulla siirrosraot ovat pohjoisetelaisia. Lohkot mitten rakojen valilla ovat usein kallistuneet min, etta ylapinta viett(id itaitn kuten esim. itiiosa siita saaresta, joka si,jaitsee 0.s kin Ovista S ja Oro-Snaldo-Gyltskarin lohko. Hautalaskeuman etelaraja seuraa ita-lantisia liuskeisuusrajoja. Luoteis-kaakkoiset raot Bodo-Sominaro-Snaldon alueella ovat ehka syntyneet hautalaskeuman yhteydessa ja tulevat hyvin nakyviin maastossa kapeina salmina erikoisesti silloin, kun tie ovat vhdensuuntaisia kulmi kanssa. Kohtisuoraan naita vastaan on muita rakoja, jotka leikkaavat sahnien valilla olevat pitk~it saaret kapeiksi laatoiksi. Alueen nuorimmat siirrokset ovat postglasiaalisia. Niiden ika voidaan niaarata vain silloin, kun ne leikkaavat silokallioita ja kun toinen sivu on noussut toiseen nahden (Edelman 1949b). Siirros on ollut vain niuutamia sent timetrejii. MORFULO(,1 A Kallioperan rakenne tutee hyvin nakyviin pintamuodoissa. Saarijonot, sahnet, niemet ja lahdet seuraavat tavallisesti kulkusuuntia. Mita valivempi liuskeisuus on, sita selvempi on suuntaus yleensa my, 6skin topografiassa. Kallioiden ylapinnat ovat usein yhdensuuntaisia pengerrysrakojen kanssa. Maiden kaade voi olla jopa parikymmentakin astetta. Ndton satamassa ja Tunnhamnin S«'-sivulla on kallioita, joissa pengerrysraot ja ylapinnat muodostavat sanianlaisia kayria. Urosta NE sijaitsevassn saariryhintssa muodostavat loivasti iti.iinpain viettiivat kerrospinnat saarten ylapinnat ja poikkiraot taas jyrkasti lanteen kaatuvat seinat. Kivilajien erilainen vastustuskyky maaraa saarten ylaosien pinnanmuodot kun sen sijaan rako- ja siirrosvyc hykkeet miiariavat syviinteiden sijainnin. Kivilajivaihtelu vaikuttaa siis morfologiaan paljon vahemman kuin raot. 'rasti johtuu, ettii saarten huippunivoon, jaakauden puh(list anian vanhan peneplaanin ollessa Iahella merenpiutaa, tulee poimutektoniikka

31 3 2 nakyviin rantaviivassa, kun tags siella, missy saaret ovat korkeita, rantaviiva seuraa paaasiassa rakoja. Alueen itaosassa nakyy, kuinka saaret muodostavat kaaria. Nama seuraavat vleensa kerrosten kulkua, mutta koilliskulmassa, missy huippiuiivoo on n. 40 m mpy., alkavat pohjois-etelaiset raot maarata saarten ja salinien suuntia (kuvat 17 ja 18, taulu V ja VI). Gullkronan hautalaskeuma on hyvin silhniinpistava, koska sen pohja on meren peitossa ja reunat nousevat inerenpinnan vlapuolelle. Sen ymparilla on monimutkainen rakosysteerni (kuva 6). Karttalehden itaosasta on olemassa seka topograafisia karttoja etta hyvia nierikortteja. Sen takia voidaan talta osalta saada hyva kasitys absoluuttisista korkeuksista ja suhteellisista korkeuseroista (kuvat 17 ja lh, taulu V ja VI, kuva 19, taulu VII). Huippunivoo viettaa etelaanlaskienlopuksi merenpinnan alle. Suhteelliset korkeuserot ovat alueen N-osassa n. kaksi kertaa suurempia kuin S-osassa. Raja kulkee pitkin Rosalan, Vanon ja Borston N-sivuja yhtyen siten Gullkronan hautalaskeuman S-rajaan. Koko topografiakin on etelassa paljon pienoisrakenteellisempi kuin pohjoisessa ja ti sty svysta on kareja runsaasti siind vyohykkeess,;i, missy huippunivoo leikkaa merenpintaa. Sanianlainen merenkulkijoille vaarallinen vv hyke rajoittaa Van6n saaristoa inyoskin idassa ja liinnessa. Vastakohtana t ille on karttalehden pohjoisosa, missy karit ovat verrattain liarvinaisia.

32 EXPLANATION TO THE MAP OF ROCKS SHEET NOTO PREFACE The area of map sheet 1033 lies in the archipelago of S.W. Finland (Fig. 1). The islands are in general small and low, and especially on the N.W. shores they have large and excellent exposures, polished roches moutonnees cleaned by breakers. The recessional moraine Salpausselka II forms the islands of Rosala, Sommaro, and Oro and Salpausselka III, another moraine ridge, reaches above the sea level in a string of skerries and islands, the largest of which are the islands of Lokholm, Sandholtn, and Trunsjo. The bedrock belongs to the granitic root-zone of the Svecofennides, an Archean mountain chain striking E. through central Sweden and southern Finland. Morphologically the area is a peneplain abraded by the Pleistocene ice sheets to a hilly landscape, which for the present is partly submerged by the sea. STRATIGRAPHY The bedrock of the area consists of highly rnetarnorphic supracrustal rocks (i.e. formed upon the earth crust) as well as infracrustal ones (i.e. formed Within the earth crust). The supracrustal rocks are as a whole older than the infracrustal ones. Sediments seem to be predominant in the supracrustal sequence but also volcanic material occurs to a not determinable extent. Because primary volcanic structures and textures are rather seldom preserved, it seems rather unlikely that pure volcanic rocks are very common among the gneisses and amphibolites. Many of the sedimentary rocks may, however, contain considerable volcanic material. The sequence seems on the basis of the available data, to be as follows, reading from below. A mica gneiss rich in dark minerals may be the lowermost formation, but its place in the column is uncertain. Going upwards a leptite or gneiss poor in mica follows. Arnphibolitie bands occur as intercalations in both the said gneisses. Over the leptite follows a banded series, a formation consisting of alternating layers of gneiss and amphibolite but also containing gneissose granite, hornblende gabbru, ultrabasic breccia, and limestone. The limestone layers and the ultrabasic rocks occur principally in a certain basic zone, in which amphibolites are predominant. Gneissose granite and hornblende gabbro occur as broader and more homogeneous zones or lenses also outside the area of the banded series. Dikes of amphibolite cut the above-mentioned rocks but they are on the other hand granitized by the migmatic granite and hence date betveen the two granites. Migmatic granite is the commonest rock of the area and it has had a dominating influence on the whole structure. It occurs as large domes surrounded by zones off the other rocks. It contains remains of older rocks in every stage of granitization /55/2,43

33 34 Pegmatites connected with this granite are very common and together with the older rocks, they form veined gnei«-, and breccias. After the denudation of the Svecofenuidic mountains a sandstone was deposited on the peneplain. This sandstone occurs, as a clastic dike and as numerous erratrcs in the area. Age relations : sandstone enigmatic granite amphibolite (likes gneissose granite hornblende gabbro banded gneiss-amphibolite I basic zone : amphibolite, banded series tilt rabasites, limestone handed gneiss-amphibolite leptite mica gneiss PETROGRAPHY (NEISSES ANT) ANIPH113OLITES Well preserved remains of the supracrustal rocks are few and small in the present area. A supracrustal origin may, however, be established in many cases notwithstanding the high degree of metamorphism and granitization. Bedding is the most cormnorn relic structure, but the secondary schistosity is often very much like it.sorne annphibolites have a porphyritie relic texture. 11 i c a g n e i s s. In the N.W. part of the area a veined garnetiferous mica gneiss forms long zones in the migmatic granite. This gneiss is commonly medium-grained and veined. If more than 50 per cent of' the rock consists of granitie or pegmatitic veins the rock has been mapped as a granite. The veined gneiss has in general been plastic and therefore the layers are commonly sinuous or folded. There are many variations in composition within this formation. Some gneiss lavers are poorer in dark minerals and represent transitional types between the mica gneiss and the leptite. Amphibolitic layers occur as intercalations in this formation. '1 'he mica gneiss is rich in dark minerals : biotite, garnet and sometimes also eordierite. Quartz and plagioclase are the main light constituents. L e p t i t e. In the E. part of the area leptites are predominant among the acid supracrustal rocks. The leptites are commonly granit.ized to veined gneisses or itebulitic granites. Well preserved types are rather rare. Intercalations of amphibolite and mica gneiss occur, the latter, however, seldom. The leptites are rather fine-grained gneisses poor in mica. C'ordierite is quite lacking and garnet occurs only locally in minor amounts. Quartz, plagioclase, and biotite are the main constituents. Hornblende has been found in some types. 3licrocline is at least partly a, product of the granitization. A m p If i b o l i t e. The amphibolites, being as a rule more resistent to metamorphism than the gneisses, show better preserved relic structures and textures than these. A zone of uraliteporphyrite cuts, the.w. cape K of the island of Kuggskar and rocks interpreted as plagioclase porphyrites occur on the E. and X. shore of the island of Holma. Folded and broken amphibolitic dikes occur in the pyroxene arnphiholite in the island of Djupplaten. There is in the island of Brannskar a diopside amphibolite with a structure resembling that of a pillow-lava. Agglomeratie types have

34 35 been found, e.g. in the island of Kuggskar. A fine-grained, thin-bedded green-black diopside amphibolite occurs in several places, e.g. on the N. shore of the island of On. The amphibolites are granoblastic and even-grained ; only the porphyrites are blastoporphyritic. The parallel texture is often well developed. The main constituents are hornblende and plagioclase, and in the pyroxenc-amphibolites, also monoclinic or rhombic pyroxene. Other minerals are epidote, biotite, quartz, apatite, sphene and ore minerals. L i in e s t o n e. Limestone and skarn occur principally in the basic zone of the banded series. The layers are commonly rather thin and impure with intercalations of country rock or skarn. The skarns contain one or more of the following minerals : diopside, epidote, garnet, and scapolite. The lirnestones are sometimes folded, whereas the skarns are commonly brecciated. THE BANDED SERIES AND RELATED ROCKS 0 u t 1 i n e. The banded series is a very inhomogeneous formation consisting of many different rocks and showing as a rule a strong banding. In the E. part of the snap area it forms a broad zone, which narrows off in a westerly direction. Similar banded rocks occur as lenses or zones in other parts of the area. The main type is a rock with alternating amphibolito and gneiss bands and narrow zones rich in ultrabasie fragments. In some cases the ultrabasic rocks form larger breccias. These large breccias lie in the basic zone, in which amphibolite is predominant. Most of the rocks of the banded series are strongly deformed and have a more or less well developed foliation. Only the coarse ultrabasic or basic rocks are massive but they have yielded with brecciation to the deformation. B a n d c d g n e i s s - a in p h i b o lit e. Alternating bands of gneiss and amphibolite form the main rock of the banded series (Figs. 11 and 12, Pl. III). The bulk composition of the banded rock varies in accordance with the proportions of gneiss and amphibolito. The structure varies from fine to medium-grained and from thin to thick-banded. The bedding, often, however, masked by secondary schistosity, is almost the only primary structure in this rock. The bands with a different composition have yielded in different ways to the movements. The dark bands have often broken into angular fragments, between which the light material has been squeezed in. The dark fragments have furthermore often been elongated to thin laths, giving the rock a secondary banding (Fig. 11,. Pl. III). The main minerals are in the light rocks quartz, and plagioclase, in the dark ones hornblende, and plagioclase. Some dark layers are almost hornblenditic. Biotite is the mafic mineral of the light layers. The content of biotite is commonly rather low. The hornblende seems sometimes to be younger than the biotite. Microeline occurs in granitized types. The texture is granoblastic. Plagioclase occurs as porphyroblasts in some gneisses. B r e c e i a s. Breccias with basic or ultrabasic fragments are common members in the banded series (Fig. 7, P1. II -Fig. 10, P1. 111). They occur mostly as rather narrow bands but also as larger lenses or massif's. The fragments are either angular or eyelike. In the island of Djupplaten (Fig. 2), which consists mainly of an ultrabasic breecia with angular fragments, there occur zones with eye-like fragments. In the breccia zones the fragments are commonly deformed (Fig. 10, Pl. III). The ultrabasic fragments have generally a zoned structure (Fig. 9, Pl. III). In extreme cases there is a core, brownish by hyperstene, surrounded by a greenish shell rich in diopside. This is again surrounded by a thin black hornblenditic rim.

35 36 The brownish core is often lacking. The gabbro breccia of Osmanskar has fragments with a border zone rich in weathered cavities. Many different types of basic rocks occur in connection with these breccias, e.g. gabbros with large grains of hornblende and plagioclase, light gabbros with a nearly anorthositic composition, amphibolites with silky amphibole needles, and gabbro pegmatites. The (likes in the breccias are plagioclase granitic or dioritic. In one place on the E. shore of D,jupplaten there arc prehnite-quartz veins in the breccia. The texture of the ultrabasic and basic rocks is as a rule granoblastie or porphyroblastic. The hornblende of the breccia zones is pale brownish. In the larger breccias there are two generations of hornblende, the younger being similar to the abovementioned, the older one again darker green. The younger hornblende may form porptyro blasts, which often contain inclusions of iron ore in sharply limited spots around which the hornblende has a darker green colour. The clinopyroxene may contain inclusions of the older hornblende. The orthopyroxene is short prismatic and almost idiomorphie. The plagioclase is often impure, with pigment and sericite. ( ;\ETSSOSE ( : RA\ITF --HORX131.E\DE (TABBR() It is not possible to draw any clear demarcation line between the true infracrustal magrnatic rocks and the strongly metamorphic supracrustal rocks in the present area. The banded series shows gradual transition to more homogeneous rocks. These infracrustal rocks have been divided oo the map into only two groups, viz. quartz bearing types, gneissose granites and granodiorites, and quartz-free types, diorites and hornblende gabbros. These infracrustal rocks occur almost without exception as zones or lenses. The contacts are generally concordant. A banding is often visible and a parallel structure is almost never quite lacking. These rocks are as rule medium-grained, but in the area S. and S.E. of Viint rather fine-grained types are common. The colour varies from pale grey and reddish to (lark grey and black. I. neissose granite with dark inclusions is rare in the present area. The main minerals of these rocks are plagioclase, quartz, biotite, and in some cases also hornblende in the acid types and plagioclase, and hornblende in the basic ones. The texture is granoblastie. A hypidiomorphic texture occurs in a gabbro on the N. island of Skogsskiiren. The plagioclase nearly always contains scricite and pigment. Zoned structure is lacking or weak. In the V. part of the area the hornblende is pale and weakly pleochroic, resembling the hornblende of the banded series : in the W. part again the colour of the hornblende is dark green, in some crystallographic directions black. The hornblende has often inclusions of biotite. Some gabbros are comparatively rich in apatite. Dikes connected with the gneissose granite gabbro series are rare. "They are generally medium-grained. Plagioclase pegmatites occur, but they are scarcely connected with this series. AMPHIBOLITIC DIKI'.S Dikes with amphibolitic composition cut the supracrustal as well as infracrustal rocks. They arc on the other hand granitized (Fig. 13, P1. IV). 'They are rather rare in the present area. The dikes are fine-grained and schistose. The mineral composition is monotonous : hornblende with varying amounts of plagioclase ; in granitized types, also quartz and biotite.

36 37 GRANITIZATION AN]) ITS PRODUCTS G r a u i t i z a t i o n. Granitization has been the dominating metamorphic process in the present area. It has often stopped half way, and thus there are all transitional stages between the primary rocks and the final product, mierocline granite. Granitization is no simple process, because very different rocks are transformed in different ways into similar granites. The degree of granitization may vary within a. few metres from completely granitized rocks to well preserved ones. On the other hand such rocks, which in some cases seemingly are quite resistant to granitization, have in other cases been strongly granitized. The different bands of the banded rocks may show marked differences in degree of granitization, whereas the granitization in other cases has not noticeably been affected by the primary composition. The granitizing material often forms veins or dikes in the country rock. Foliated rocks are transformed into veined gneisses, whereas brittle and more homogeneous rocks are transformed into breecias or agmatites. In some cases the granitization has caused growing of microcline porphyroblasts in the older rocks. The granitization often takes place in an indiscernible way, forming nebulitic granites. The older structure remains intact and is easily visible on the polished shores, although the rock in a hand specimen is a typical microcline granite. The remnants of the older rocks become paler and disappear gradually. The different modes of granitization seldom occur quite pure. The rocks have commonly been granitized in two or more of the afore-mentioned ways. V e i n e d g ii e i s s. The supracrustal gneisses are as a rule more or less veined with pegmatites. In the N.AV. part of the area they are garnet- and cordierite-bearing in some zones. The banded series is often veined oil a somewhat different mode as a result of a selective granitization, which has affected primarily the acid layers. But also gabbros have been transformed into veined gneisses e.g. in the island of 01-6 and Bodo. A g in a t i t e. The hard gneissose granites and gabbros have often broken into angular fragments of varying size. In some eases the fragments lie almost in situ. being separated from one another only by pegniatitic dikes ; in other eases again they have moved so roach that one can find only a few fragments in the homogeneous granite on a whole skerry. The primary structure of the fragments is as a rule well preserved, only the colour having become paler or more reddish ; but the composition may have changed very much. llicrocline porphyroblasts have sometimes grown in the fragments. P o r p h y r i t i c g r a n i t e. There are different types of granites with micro- (-line porphyroblasts. The porphyritic granite of the zone Dunskzir -- Kalskdr contains microcline porphyro blasts surrounded by myrmekitic rims (E(felman 1949a). The degree of granitization is so low that the rock on the map is denoted with the colour of the granodiorite. Another type on the skerries S. of St. Lammgrundet has lenses of microcline in a granodioritic matrix. Mieroclime granites with a. porphyritic texture arc rather common. Small, lease-shaped dark inclusions occur in some of them. Microcline porphyroblasts have also grown in some veined gneisses. The porphyroblasts, are as a rule subparallelly arranged. AI i c r o c I i n e g r a n i t c. There are transitions from all these migmatites to the rather homogeneous microcline granite. (,hostly remnants of the older rocks arc almost never quite lacking. The more or less pure generally reddish granites are medium-grained. A relic parallel structure is common but in general weak. 7' e x t u r e a n d c o m p o s i t i o n. The texture of the migmatites and granites is granoblastic or porphyroblastic. llicrocline, quartz, plagioclase, and biotite are the maim constituents. Myrmekite is common along the boundaries between plagio-

37 38 clase and microcline ; sometimes it is entirely surrounded by the latter. The quartz has often a strongly undulatory extinction. Garnet occurs as porphyroblasts in some granites. Magnetite has been found as small grains in the skerries S.W. of the island of Trollon. D i k e s. Pegmatitic and aplitic dikes are very common. In brittle country rocks they are sharply cutting, but in more plastic rocks they form more irregularly shaped bodies. The cutting dikes are often connected -with the veins of the veined gneisses. Two dikes branching out from the same pegmatite cut one another only a few metres from the pegmatite. The granitic dikes are rich in quartz and feldspar, especially microcline, while other minerals are subordinate. A peculiar dike-shaped zone rich in microcline occurs on the island of Vitklobbar. In its blended contacts against the country rock the quartz and plagioclase of the latter are substituted by clear microcline coated with iron oxid. This dike with syenitie composition is exceedingly porous and hence seems to be strongly weathered ; but its origin is probably metasomatic, because quartz has been substituted by microcline. An aplite dike which seems to have originated by replacement, because it cuts a fragment without visible offset, occurs on an island S.E. of the point of Stubbniis (Fig. 14, P1. IV). Dark-bordered pegmatites are rather common in the 1V. part of the map area (Figs. 5 and 6, Pl. II). They occur almost exclusively in diorites and gahhros. They are rich in plagioclase, whereas the dark borders are hornblenditic. Sometimes they contain magnetite in considerable amounts. They are probably metamorphic differentiates of the country rock. SANDSTONE Only one dike of unmetamorphic sandstone has been found in the area, but the high content of erratic sandstone boulders in the till shows that other remnants of a sandstone formation probably occur in several places at the bottom of the sea (Edelman, 1951). The colour of the sandstone varies from white to gray, greenish or red. The grain size ranges between fine sand and cobbles. Conglomerates are, however, rather rare among the boulders. The white or grey types are sometimes cross-laminated, whereas the red ones often have wave or current ripple marks. Wind-worn pebbles have been found in a few conglomerate boulders. Small pits resembling raindrop imprints occur in the ripple marks of a boulder of red sandstone. Some types also contain clay galls. The composition varies from pure quartz sandstones with well rounded grains to arkoses with angular grains. Quartz is the principal cementing material, but calcite occurs also as cement in some concretions. A very fine-grained calcedony-like mineral occurs both as cement and as grains in some sandstones (See also Simonen-Kouvo, p. 74 and Figs. 7 and 8, Pl. II). STRUCTURAL GEOLOGY 0 u t 1 i n e. The area is structurally composed of three parts (Fig. 3). A zone of the banded series, gneissose granites, and gabbros strikes E. through the area and widens fan-like in the E. part. This zone separates two granite domes from one another. The S. one of these is composed of two, perhaps three dome-shaped parts. The domes are more or less unsymmetrical, a feature best developed in the E. part of the S. dome. The dip is easterly in the \V. as well as in the E. end of the dome, which shows that this is overturned against W. A secondary parallel structure has masked the bedding and composite structure of the S. dome along its S. border. The N. dome, which only

38 39 partly belongs to the present map sheet, has a similar unsymmetrical structure the dip being easterly in its E. part and mostly vertical in the W. part. P a r a l l e l s t r u c t u r e and h a n d i n g. The rocks of the present area have in general a more or less distinct parallel structure. Only a few microeline granites poor in mica, the pegmatites, and most of the ultrabasic rocks are massive. A banded structure with alt eernating bands of different composition is rather common. It is of course typical of the banded series and the other supracrustal rocks but it is also met with in gneih-_, granites and gabbros. This banding may be either a primary bedding or a result of the nietarnorphism ; in many cases it is probably a combination of both, a bedding affected by tectonic movements. The foliation and the bedding seem generally to be parallel, but transverse schistosity has been observed in the area S. of Stockhamn, where the gabbro zones strike N.W. and the foliation in the acid rocks strikes E.N.E. The fact that transverse schistosity is rarely observed may depend on the strong tectonic movements, which often may have destroyed also the last traces of the primary bedding. F o 1 d s. The folding has generally been intense and taken place at least during two principal phases of deformation. The older folding has produced folds with a, rather flat axis pitching E. or W., whereas the later folding has produced i.a. the granite domes. The older folds are commonly true flexure folds with a V- or U-shape (Figs. 1 and 2, Pl. I). The rising movement of the granite domes during the granitizat ion phase has produced dragfolds in the outer parts of the domes and a compression of the folds in the gneiss synclinorium between the two large domes. The inhomogeneity of the rocks during this phase caused a rather irregular folding with axes at random, e.g. a ptygmatic folding of pegmatites and aplites. Some ptygmatic folds arc, however, typical dragfolds with straight axes parallel with the general fold axis of the vicinity (Fig. 3, P1. I). Transitional forms from the plastic folding through shear folding to faulting show an increasing rigidity of the rocks. Furthermore the folding style varies very much in adjacent layers. Brittle fragments and other inhornogencities have strongly influenced the folding (Fig. 4, Pl. I). A x i s a n d 1 i n e a t i o n. The main fold axis (b-axis) strikes E. or W. The pitch varies in magnitude and direction but it is in the large structures as a rule easterly. Almost at right angles to this axis is the axial plane of the cross axes. The cross axes lie in the intersection of this vertical axial plane striking X. with the bedding or schistosity plane in the place in question. The axes of the local folds may, however, have any direction whatsoever. The lineation is rather rare and weak in the medium- and coarse-grained rocks. Figs. 4 and 5 show the axes and lineations within a limited area around the islands of Hamnholmarna. There are axes in nearly every direction in the plane of schistosity. Also the few observed lineations lie in the same plane, but they are concentrated in the part where the axes are at minimum. B r e c c i a t i o n. The tectonic movements have in the present area brought about an unusually strong breeciation. The brittle basic and ultrabasic rocks have nearly without exception been broken into fragments of varied size. In some cases the movements have been so small that one can still see how the fragments originally fitted together but more often the broken parts have rotated and moved away from one another and furthermore often been deformed into eye-shaped balls, lenses, or plates. There is a gradational transition from breccias into banded rocks (Figs. 9-11, Pl. III). On the other hand the dark brittle layers of the banded series have broken into fragments and hence been transformed into boudinages and breccia zones. The evolution seems to have takenn place in both directions, from breccia to banded rock and from banded rock to breeeia.

39 40 M o v e m e n t s. The relative direction of the tectonic movements has been determined from the rotation in breccias, and boudinages and from the dragfolds, and shearfolds. In the majority of cases the rotation is counter-clockwise. This dominating rotation seems to be independent of such large structures as the S. granite dome, because its direction is the same on both sides of the crestline. The upper part of every granite dome has moved westward as indicated by their afore-mentioned tilting. More local was the rising movement of the domes, because the separating gneiss zone was sinking relatively to the granites. C o n t a e t s. The contacts are as a rule seemingly concordant with the exception of the breccias and (likes. The strong tectonieal movements have masked the original character of many contacts. Tectonical intrusive contacts and breccias are rather common (Figs. 15 and 16, Pl. IV). Veined gneiss, agmatitie breeeia, and gradational transition are the principal contact types of the migmatic granite. A peculiar type occurs in the island of Lopesklobb. There is an interfingering contact between a granite and a gneiss and both these rocks are cut by a folded aplitic (like, which also is granitized by the enigmaticc granite. A somewhat similar contact occurs in the island of Namanland (Edelman 1949c, p. 25 and Fig. 9, P1. II). The aplite (like in Fig. 14, P1. IV, cuts a basic fragment without any signs of displacement. The (like seems therefore to have originated by replacement rather than by intrusion. J o i n t s a n d f a n 1 t s. Among the joints related to the folding, those along the planes of bedding or schistosity are most common, though cross-joints are also rather frequent. Brittle layers between more plastic ones have often broken along numerous joints almost at right angles to the layers. The fragments of the brittle layer are often transformed into boudinages. Related to these are the breccias where the joints are filled with light material.,sheeting is probably the most common postorogenic jointing (Hansen 1944). The sheeting planes are often roughly parallel to the topography. In the area around the island of Paholm a very close-spaced sheeting zone 1--2 metres thick occurs in many islands just above the sea level. In general the sheets are some metres thick. The Uullkrona graben or basin, which occupies the middle of the E- part of the area, is surrounded by a complicated system of joints and faults (Fig. 6). Along its E. border blocks elongated in northerly direction have sunk with a rotational movement so that their upper surface slopes to the E., e.g. the E. part of the island 0, s km S. of On and the block Oro-Snitldo-Cyltskar. The,youngest faults in the area seem to be of Postglacial age. Their throw is only a few centimetres and their age can be determined only if they have clisloeated surfaces of roches moutonnees. MORPHOLOGY The structure of the bedrock has to a high degree influenced the topography. The sounds and the rows of elongated skerries, the bays and the capes show the strike of the rocks. In the area N.E. of Oro the upper surfaces of the islands slope gently E. along the layer planes, whereas cross-joints form the steep 1V. shores. Fault and joint zones have been eroded to deep channels, e.g. the boundaries of the Cullkrona graben. The jointing has a greater influence on the depth of the erosion than the differences in composition. Therefore the joints determine the situation of the deep channels, whereas the zones of different rocks determine the shape of the summits (Figs. 17 and 18, Pl. V' and VI).

40 41 The summit level slopes very gently from the N. border of the area southward. The Gullkrona basin forms the largest break in the summit level. The throw is about 40 metres and therefore the basin is almost completely submerged. The S. borderline of the Gullkrona basin and its continuation divides the area into two morphologically different parts (Fig. 19, Pl. VII). In the N. part the islands are large and high and the relative differences in height as an average is two times as great as in the S. part, where the islands are small and low, the sounds narrow and the sea shallow. The erosion of the old peneplain has in the N. part reached twice as deep as in the S. one. Taulukko I. Analyysejd Noton karttalehden kivilajeista. Table I. Analyses o f the rocks o f the NW map sheet. 1 2 Normit Nigglin luvut Mol. % Mol. 1 n 1 2 Si or Si Ti ab al A an fm Fe en c FeO by alk MnO fo qz MgO fa k CaO wo mg Na mt c/fm K it P ap 0.07 H H H 2O± H Sarvivalkegabro. Djupplaten, Hiittinen. Anal. H. B. Wiik. Hornblende gabbro. Djuppldten, Hiittinen. 2. Ultraemaksisen murskaleen ruskea keskiosa. Djupplaten, Hiittinen. Anal. H. B. Wiik. Brown central part of an ultrabasic fragment. Djuppldten, Hiittinen. Taulukko II. Kivilajien tiheyksia. Table II. Specific gravities of the rocks. Madrdnnyt Toini Mikkola. Porfyroblastinen gabro. Djupplaten 3.14 Hornblendiitti. Djupplaten 3.12 Diopsidigneissi. Saari St. Lammgrundetista 1.5 km N 3.07 Kiillerikas gneissi. Saari Ojenin N-puolella 2.86 Anortosiittinen gabro. Saari Kalvholmin S-puolella 2.81 Porfyrigraniitti. Saari St. Dunskkrista N 2.72 Migmatiittigraniitti. Hogsara 2.72 Suonigneissi. Saari 6 km Lokholmista NE 2.70 Migmatiittigraniitti. Kuggskkr 2.68 Graniittiutumtt gneissigraniitti. Saari Holmasta 1 km S 2.64 Mikrokliinigraniitti. Saari St. Dunskkrista E /55/2,43

41 KIRJALLISUUTTA - REFERENCES BERGHELL, HUGO : Beskrifning till kartbladen N :o 23 & 24, Jurmo och MOrskar. Finlands Geologiska Undersokning, EDELMAN, NILS : Microcline Porphyroblasts with Myrmekite Rims. Bull. Comm. geol. Finlande 144, 73-80, 1949a. -r>- Some Morphological Details of the Rocks Moutonnees in the Archipelago of SW-Finland. Bull. Comm. geol. Finlande 144, , 1949b. -»- Structural History of the Eastern Part of the Gullkrona Basin, SW-Finland. Bull. Comm. geol. Finlande 148, 1949c. ->- Glacial Abrasion and Ice Movement in the Area of Rosala-Noto, S.W. Finland. Bull. Comm. geol. Finlande 154, , HAUSEN, HANS: Die Bankung. Fennia 68, N :o 3, MOBERG, K. AD. : Beskrifning till kartbladet N :o 1. Finlands Geologiska Undersokning, »- Beskrifning till kartbladet N :o 11, Nagu. Finlands Geologiska Undersokning, >- Beskrifning till kartbladen N :ris 14 och 15, Hango och Jussaro. Finlands Geologiska Undersokning, SEDEREJOLM, J. J. : Granit-gnejsproblemen belysta genom iakttagelser i Abo-Alands skargard. II Anatexen i urberget. Geol. for. Stockholm forh. 46, , SIMONEN AHTZ and Kouvo, OLAVI : Sandstones in Finland. Bull. Comm. geol. Finlande 168, 57-87, STOLPE, TOR : Kort beskrivning av ett ultrabasiskt komplex i sodra delen av Abolands skargard. Kasikirjoitus Helsingin Yliopiston Geologian laitoksessa. Manuscript in the Institute of Geology, University of Helsinki, 1952.

42 43 TAULU I PLATE I TAULUJEN SELITYS DESCRIPTION TO THE PLATES Kuva 1. Erimuotoisia poimuja raitaisessa sarjassa. St. Bergskarin SW-karki Fig. 1. Folds of different shapes. Banded series. S.W. point, island of St. Bergskar. Kuva 2. Terava synkliini, jossa pegmatiitti on tayttanyt avautuneen raon. Raitaisen sarjan jaannos migmatiittigraniitissa. Soderon SW-osassa olevan lahden S-rannalla. Fig. 2. A sharp syncline, pegmatite filling an opening saddle reef. Remnant of banded series in migmatic granite. S. shore of the bay in the S.W. part o f the island o f Sodero. Kuva 3. Poimuja, jotka muistuttavat ptygmaattisia poimuja. Akselit ovat kuitenkin suoria ja yhdensuuntaisia. Suonigneissi. W-ranta, Holma. Fig. 3. Folds resembling ptygmatic folds. The fold axes are, however, straight and parallel. Veined gneiss. W. shore, island o f Holma. Kuva 4. Plastillisia poimuja ja jaykkia murskaleita suonigneisissa. SW-ranta, Sodero. Fig. 4. Plastic folds and brittle fragments in veined gneiss. S.W. shore, island of Sodero. TAULU II PLATE II Kuva 5. Vaaleita vyohykkeita, alkava uudelleen kiteytyminen gabro-dioriitissa. Pegmatiittiaines ja magnetiittikiteet ovat keraantyneet keskelle ja vanhan materiaalin reunat ovat tulleet tummemmiksi ja sarvivalkerikkaimmiksi. Sandholmin NE-karjesta n. 50 in N. sijaitsevan saaren NW-ranta. Fig. 5. Light zones, beginning recrystallization in gabbro-diorite. The pegmatitic material and the magnetite grains have been concentrated in the middle part of the zone, whereas the outer borders of the fragments have become darker and richer in hornblende. A small island 50 meters N. of the N.E. point of the island of Sandholm. Kuva 6. Mustareunainen pegmatiitti dioriitissa tai emaksisessa gneissigraniitissa. 1.3 km Borston SW-karjesta W. sijaitseva saari. Fig. 6. Pegmatite with dark hornblendite borders. Diorite or basic gneissose granite. Island 1.3 km W. o f the S.W. point of the island of Borsto. Kuva 7. Hornblendiittibreksian murskale gabrossa. Vaaleat pyoristyneet alueet gabropegmatiittia. Lahden E-ranta, Djuppldten. Fig. 7. Fragment of brecciated hornblendite in hornblende gabbro. The light, rounded parts are gabbro pegmatites. E. shore of the bay, island of Djuppldten. Kuva 8. Breksia, porfyroblastista hornblendiittia la hienorakeista dioriittia. Lahden E-ranta, Fig. 8. Djuppldten. Porphyroblastic hornblendite and fine-grained diorite forming a breccia. E. shore of the bay, island of Djuppldten. TAULU III PLATE III Kuva 9. Hornblendiittibreksia. Vyohykkeisyys nakyvissa eraissa murskaleissa. E-ranta, Djupplaten. Fig. 9. Hornblendite breccia with zoned fragments. E. shore, island of Djuppldten. Kuva 10. Silmamaisesti deformoituneita ultraemaksisiii murskaleita raitaisessa sarjassa. 1.2 km Kalvholmista ENE sijaitseva saari. F Hornblenditic fragments deformed to eyelike shapes. Banded series. Island 1.2 km. E.N.E. of the island of Kalvholm.

43 44 Kuva 11. Tektonisoitunutta raitaista sarjaa. 2 km Kvlvholmista ENE sijaitseva saari. Fig. 11. Tectonically deformed banded series. Island 2 km. E.N.E. of the island of Kalvholm. Kuva 12. Raitaista sarjaa. 0.5 km Adgrundetista SW sijaitseva saari. Fig. 12. Banded series. Island 0.5 km. S.W. of the island of Adgrundet. TAULU IV PLATE IV Kuva 13. Graniittisuonia amfiboliittijuonessa. Sivukivi gneissigraniittia. N-ranta, toiner saari Stor-Dunskhrista E. Fig. 13. Granitic veins in an amphibolitic dike in gneissose granite. N. shore, the second island E. o f the island o f Stor-Dunskar. Kuva 14. Apliittijuoni raitaisessa sarjassa. Murskaleen rajat jatkuvat juonen toisella sivulla ilman nhkyvaa avautumista. 50 m Stubbnasista SE sijaitsevan saaren NE-ranta. Fig. 14. Aplitic dike intersecting a dark fragment without visible offset. N.E. shore, island 50 metres S.E. of the point o f Stubbnds. Kuva 15. Breksia, missy uudelleenkiteytynyt gneissi on tunkeutunut murtuneiden amfiboliittikerrosten valiin. Jammerskarsgrundet. Fig. 15. Breccia. A recrystallized gneiss has intruded between the broken parts o f amphibolitic layers. Island of Jammerskarsgrundet. Kuva 16. Tektoninen diskordanssi. Toiset kerrokset leikkaavat toisia melkein suorassa kulmassa. W-ranta St. Hastskkr. Fig. 16. Tectonical discordance. Some layers cut other ones almost at right angles. Veined banded series. W. shore, St. Hdstskar. TAULU V PLATE V Kuva 17. Korkeussuhteet Gullkronafjardin ymparistossa, tekstikuvassa 1, alue I. Korkeus-kayrien valit 20 m. 1. y1i 40 m m. p. y., m m. p. y., m m. p. y., m m. p. a., m m. p. a., m m. p. a. ja 7. y1i 60 in m. p. a. Fig. 17. Contour map o f 'the area around Gullkrona f jdrd. The contour interval is 20 metres. Abov : sea level: 1 more than 40 metres, metres and metres. Below sea levele metres, metres, metres and 7. more than 60 metres. TAULU VI TAULU VI Kuva 18. Korkeussuhteet Oro-Rosalan alueella, tekstikuvassa 1 alue II. Korkeuskayrien valit 10 m. 1 y1i 20 m m. p. y., m m. p. y., mm. p.y.,4.0-10mm.p.a., m m. p. a., m m. p. a. ja 7. y1i 30 m in. p. a. Fig. 18. Contour map of the area of 6r6-Rosala. The contour interval is 10 metres. Above sea level : 1 more than 20 metres, metres and metres. Below sea level : metres, metres, metres and 7. more than 30 metres. TAULU VII PLATE VII Kuva 19. Topograafisia leikkauksia seuraavista kilometrin levyisista vyohykkeistk : I , II , III , IV ja V Koordiriatit ovat samat kuin kuvassa 18, Taulu VI. Fig. 19. Topographic profiles of the following zones, which are 1 kilometer broad : II , , IV 6639.o-6640.o and 6634.o The coordinates are the same as in Fig. 18, Fl. VI.

44 2 4

45 S 6 7

46 H a r

47 H r c

48

49 3 Kuva 18 Fig

50 TAULU VII ka i k,y14. A."# Of V Stenlondet T //fl /, M& %Alq A - 'I Kura 19 Fig.

51 0 r' T 'i si Soho/men '! Sten/ondet v