Tunnus: PSMT-Pl/l Markku Isohanni: Pohjois-Suomen malmigeologinen toimikunta Kauppa- ja teollisuusministeriö

Transkriptio

1 Tunnus: PSMT-Pl/l-76-7 Markku Isohanni: Pohjois-Suomen malmigeologinen toimikunta Kauppa- ja teollisuusministeriö Projekti 1: Koillismaan malmikriittisten alueiden tutkimusprojekti Osaprojekti 1/1: Kalliopera- ja malmigeologia

2 S I S X L L Y S L U E T T E L O E M A K S I S E N I N T R U S I I V I V Y Ö H Y K - K E E N Y L E I N E N G E O L O G I A... 4 P O R T T I V A A R A N K E R R O S I N T R U U - 'i B A A B E L I N Ä L K Y N S U L F I D I M I N E R A - L 1 s A A T SIJAINTI PORTTIVAARAN LOHKOSSA SULFIDIMINERALISAATION JA SEN YMPARISTON MKENNE.. 20 EMXKSINEN JUONIKIVI LAIKULLINEN GABRO S i l i k a a t t i f a a s i n j a k e - m i a l l i s e n k o k o n a i s k o o s t u - m u k s e n m u u t t u m i n e n I l m e n o m a g n e t i i t i n m ä ä r ä n S u l f i d i m i n e r a l i s a a t i o R O M E T Ö L V A Ä N S U L F I D I M I N E R A L I - SIJAINTI SYÖTTEEN INTRUUSIOSSA SULFIDIMINERALISAATION JA SEN YMPARIST~N MKENNE.. 52 E~KSINEN JUONIKIVI LAIKULLINEN GABRO... 55

3 S i l i k a a t t i f a a s i n j a k e - m i a l l i s e n k o k o n a i s k o o s t u - m u k s e n m u u t t u m i n e n I l m e n o m a g n e t i i t i n m ä ä r ä n k a s v u S u l f i d i m i n e r a l i s a a t i o B A A B E L I N A L K Y N J A R O M E T Ö L V Ä A N S U L F I D I A I H E I D E N Y M P A R I S T Ö N S I L I K A A T T I F A A S I E N K I T E Y T Y M I - S E N T A R K A S T E L U B A A B E L I N A L K Y N J A R O M E T Ö L V Ä A N O K S I D I F A A S I E N S Y N N Y N T A R K A S - T E L U B A A B E L I N A L K Y N J A R O M E T Ö L V A A N S U L F I D I F A A S I E N TARKASTELU SULFIDIFAASIEN KEMIALLINEN KOOSTUBIUS RIKIN ALKUPEM PENTLANDIITIN KOOSTUMUKSEN RIIPPUVUUS MINERAALIPARA- GENEESISTA JA SULFIDIFAASIN KOOSTUMUKSESTA SULFIDIFAASIN KITEYTYMINEN R I K I N L I U K O I S U U D E S T A E M A K S I - S E E N M A G M A A N B A A B E L I N Ä L K Y N J A R O M E T Ö L V A A N S U L F I D I M I N E R A L I S A A T I O I D E N M u 0 D o s T u M 1 N E N

4 A L K U S A N A T Koillicmaan malmikriittisten alueiden tutkimusprojekti perustettiin Oulun yliopiston geologian ja geofysiikan laitoksille vuonna 1371 valtion tulo- ja menoarvioon merkityn määrärahan turvin, joka on tarkoitettu malminetsinnän ja sitä palvelevan geologisen tutkimuksen edistämiseen kehitysalueilla. Porttivaaran intruusion kartoituksen yhteydessä löytyi tässä tutkimuksessa kuvattu Baabelinälkyn sulfidimineralisaatio. Aikaisemmin Suómen Malmi Oy: n tutkimul~sissa vuonna 1966 oli löytynyt Syötteen intruusiosta useita pieniä intruusion sj-saisia sulfidimineralisaatioita, joista Rometölväan mineralisaatio on Koillismaa-projektin tutkimuksissa toistaiseksi osoittautunut suurimmaksi. Baabelinälkyn ja Rornetölvaän sulfidimineralisaatioiden kartoitukseen ja kairausten raportointiin ovat allekirjoittaneen lisäksi osallistuneet FM Tuomo Alapieti, FM Rauno Hugg, LuR Heikki Juopperi, LuK Olavi Kerkkonen, FM Tuomo Mäkelä ja LuK Kalle Taipale. Tässä tutkimuksessa on käytetty Koillismaa-projektin välisenä aikana kertynyttä materiaalia sekä Outokumpu Oy:n pro- jektin käyttöön luovuttamaa materiaalia. Tutkimus on tehty pääasiallisesti Oulun yliopiston geologian laitoksella välisenä aikana. Tutkimusta ovat valvoneet professori Juhani Seitsaari ja apu- laisprofessori Tauno Piirainen, joiden antamasta ohjauksesta ja neuvoista olen suuresti kiitollinen.

5 Kemialliset analyysit on tehty osaksi Oulun yliopiston geolo- gian laitoksella, osaksi Rautaruukki Oy:n Raahen laboratorios- sa ja Outokumpu Oy: ssa. Mineraalien mikroanalysaattorimaaritykset on tehty Oulun yli- opiston elektronioptiikan laitoltsella DI Seppo Sivosen joh- dolla. Rikki-isotooppianalyysit on tehty Teknillisen korkeakoulun vuoriteollisuusosaston geologian laboratoriossa FT Markku Ma- kelan johdolla. Mineraalien röntgendiffraktiomaaritykset on tehnyt LuK Olavi Kerkkonen. Valokuvat ovat LuK Heikki Juopperin, mineralogi Yrjö Vuorelaisen ja allekirjoittaneen ottamia. i Puhtaaksikirjoituksen on suorittanut yo-merkonomi Liisa Ronkainen ja geologiset kartat on piirtänyt puhtaaksi rouva Ellen Komulainen. Koillismaa-projektin paageologi FM Rauno Hugg'in tarjoama apu työni suorittamiseen on ollut ensiarvoisen tärkeää ja hänen seka FL Aarre Juopperin kanssa kaymani keskustelut virikkeita antavia. Edellä mainituille sekä kaikille niille henkilöille, jotka ovat myötävaikuttaneet tämän tutkimuksen valmistumiseen, esitän parhaimmat kiitokseni, Oulussa

6 J O H D A N T O Kaikille sulfidisille nikkeli-kuparimalmeille on yhteistä niiden läheinen yhteenkuuluvuus emäksisiin kiviin. Malmeja läilemmin tarkasteltaessa on niitä luokiteltu mm. sivukiven koostumuksen mukaan (Wilson ja Anderson 1959, Häkli 1963), nikkeli/ kupari-suhteen (op.cit.), malmin ja sivukiven suhteen (Haapala 1969, Kilburn et al. 1969) ja malmin mineraaliparageneesin perusteella. Tarkastelun perustana on myös käytetty malmin suhdetta 'vuorijononkehitykseen (Kilburn et al. 1969, Naldrett Naldrett (op.cit.) on tehnyt kahtiajaon orogeenisissa vyöhykkeissä syntyneiden nikkelimalmien ja suhteellisen stabiileilla alueilla muodostuneiden malmien välillä. Kerrosintruusiot, kuten Bushveld (Wager ja Brown 1968, Liebenberg 1970, Coertze 1974), Stillwater (Hess 1960), Muskox (Irvine ja Smith 1967, Chamberlain 1967, Irvine 1975) ja Sudbury (Souch et al. 1969, Naldrett et al. 1970) katsoo Naldrett (1973) kuuluvan viimeksimainittuun ryhmään. Kerrosintruusioihin liittyvät nikkelimalmit muodostavat ekonomisesti erittäin tärkeän ryhmän lähinnä Sudburyn intruusion alakontaktissa tavattavan nikkeli-kuparimalmin vuoksi. Tämän lisaksi useiden kerrosintruusioiden alakontaktiin on todettu liittyvän huomattavia heikkolaatuisten nikkeli-kuparimalmien reservejä. Tämän alakontaktiin liittyvan malmin lisaksi tavataan useista kerrosintruusioista intrusiivin sisäisiä etupäässä kerroksellisuuden suuntaisia sulfidien konsentroitumia. Näistä tunnetuin esimerkki on Bushveldin intruusion

7 Merensky Reef (Schmidt 1.952, Feringa 1959, Cousins 1969, Liebenberg 1970). Myös Muskox'in (Smith 1962, Chamberlain 1967, Sasaki 1969, Irvine ja Smith 1969 ja Irvine 1975) seka Stillwater'in (Page 1971, Page 1972, Page et al. 1972) kerrosintruusioisca on tavattu kerrosmyötaisiä, liihinna kromiittikerroksiin liittyviä sulfidimineralisaatioita. Etenkin alimmille kerrosintruusioiden sisäisille sulfidikonsentroitumille luonteenomaisena piirteenä voidaan pitää joskus ekonomisestikin hyvin merkittävää platinaryhman metallien rikastumista (Smith 1962, Liebenberg 1970, Page et al ja Stumpfl Tässä työssä kuvataan kaksi Koillismaalla Pohjois-Suomessa sijaitsevaa kerrosintruusioihin liittyvää intruusion sisaista kerroksellisuuden suuntaista nikkeli-kuparimineralisaatiota. Toinen, Baabelinälkyn sulfidimineralisaatio, sijaitsee Porttivaaran kerrosintruusiossa (Ohenoja 1968, Mäkelä 1975) ja toinen, Rometölvaan sulfidimineralisaatio, Syötteen kerrosintruusiossa. Molemmat kerrosintruusiot kuuluvat laajaan Pohjanlahdelta Neuvostoliiton puolelle ulottuvaan emaksisten intrusiivien vyöhykkeeseen, jonka itäosa, Syötteen-Narankavaaran alue, on ollut aikaisemmin mainitun Koillismaan tutkimusprojektin tutkimuskohteena vuodesta 1971 (Piirainen et al Tämän tutkimuksen tarkoituksena on lyhyen intrusiivivyöhykkeen luonteen, kerrosintruusioiden rakenteen ja kiteytymisdifferentiaation tarkastelun jälkeen kuvata sulfidimineralisaatioiden ja niiden välittömän ympäristön geologia, mineralogia ja kemiallinen koostumus. Tarkastelemalla silikaatti-,

8 oksidi- ja sulfidifaasien koostumusta ja kiteytymisolosuhteita ja vertailemalla saatuja tuloksia kokeellisten tutkimusten tuloksiin seka vastaavien sulfidimalmien kirjallisuuteen pyritään selvittaniaan ne geologiset tapahtumat, jotka johtivat tutkimuksen kohteena olevien nikkeli-kuparimalmien syntymiseen.

9 E M A K S I S E N I N T R U S I I V I V Y O H Y K K E E N Y L E I N E N G E O L O G I A Porttivaaran ja Syötteen kerrosintruusiot muodostavat osan siitä emaksisten intrusiivien vyöhykkeestä, joka alkaa Ke- mista ulottuen Narankavaaraan ja edelleen Neuvostoliiton puolelle (kuva 1). Intrusiivivyöhykkeen länsiosassa Kemissä tavataan kerrosintruusion alaosassa kromimalmi (Kahma et al. 1962), Penikkain alueella kromiittimineralisaatiota (Kujan- pää 1964) ja Suhangossa, joka sijaitsee noin 100 km koilli- seen Kemistä, nikkeli-kuparimineralisaatiota (Isohanni 1971). K~il~ismaan tutkimusprojekti on tutkimuksissaan keskittynyt tämän intrusiivivyöhykkeen itapaan, Syöte-Narankavaara -jakson tutkimiseen (Piirainen et al. 1974). LEGEND SVECOKARELIAN: /+ OORGENIC GRANITE MlGMlATITE QUARTZ-FELDSPAR SCHIST QUARTZITE PRE SVECOKARELIANi 0 GRANITE GNEISS PHYLLITE AND MICA SCHIST BASIC INTRUSIVE BASIC VOLCANICS Kuva 1. Emaksisen intrusiivivyöhykkeen sijainti ja geologi- ' nen ympäristö. Konstruoitu Simosen (1960) esittamasta kartasta. Kartan nimistö Piirainen et al. (1974).

10 Syöte-Narankavaara -jakso sijaitsee, kuten Kemi-Suhanko -jaksokin, prekarjalaisen pohjakompleksin graniittigneissien ja karjalaisen liuskevyöhykkeen rajalla. Liuskealueen alimpina kivilajeina ovat Syötteen-Narankavaaran -jaksossa vulkaniitit ja näiden päälle sijoittuvat kvartsiitti-karbonaatti assosiaation kivilajit vulkaniittivalikerroksineen. Alueen emaksiset kivet voidaan jakaa itäiseen Narankavaaran intruusioon ja lansiosan kerrosintruusioihin. Naita intruusioita yhdistää positiivinen gravimetrinen anomalia. Narankavaaran intruusio on etupaassa muuttuneista peridotiiteista ja pyrokseniiteista koostuva kerroksellisuudeltaan loiva mutta kontakteiltaan lähes pysty juonimainen intruusio. Länsiosan kerrosintruusiot muodostavat pilkkoutuneen allasmaisen rakenteen siten, että Syötteen ja Porttivaaran intruusioiden kerroksellisuuden kaade on 25-45O luoteeseen, Kuusijärven intruusion kaade on pohjoiskoilliseen ja Lipeävaaran sekä sen pohjoispuolella olevien pienten intruusioiden kerroksellisuuden kaateet ovat loivasti etelaan (liite 1). Kokonaisuutena nayttaa Syötteen-Narankavaaran -intrusiivivyöhyke koostuvan pohjakompleksia leikkaavasta tulokanavaosasta ja pohjakompleksin ja liuskealueen väliselle diskordiapinnalle tunkeutuneesta kerrosintruusio-osasta, jonka loiva kenttäkaade on länteen.

11 P O R T T I V A A R A N K E R R O S I N T R U U S I O N G E O L O G I A Porttivaaran ja Syötteen intruusiot ovat Koillismaa-projektin tutkimusten perusteella niin analogisia, että intruusioiden sisäisten eli ns. riippuvien kiisuhorisonttien ympäristön geologian kuvaamiscksi riittää kuvaus pelkästään toisesta intruusiosta. Seuraava kuvaus, joka tehdään Porttivaaran kerrosintruusiosta, perustuu lähes kokonaisuudessaan Mäkelän (1975) pro gradu-työhön. Tämän ohella on otettu huomioon muiden Koillismaa-projektin tutkijoiden havainnot selca omakohtaiset havainnot. Syötteen intruusion geologiasta ei Porttivaaran intruusiota vastaavaa kuvausta ole tehty. Näkemys analogiasta Porttivaaran intruusion kanssa perustuu suurelta osin R. Hugg'in ja K. Taipaleen kartoitustuloksiin. Porttivaaran intruusio koostuu eri lohkoista, joiden välillä on eroja kiteytymisessa. Tässä tutkimuksessa käsitellään vain läntistä Porttivaaran lohkoa, jossa Baabelinalkky sijaitsee. Lohko koostuu kerrososasta ja kerrososaa ympäröivista reunavyöhykkeista. Jalkaosan reunavyöhykkeen ja kerroksellisen osan välillä on 5-15O suuruinen kulmadiskordanssi (kuva 2). Johtuen kulmadiskordanssista ja lanteenpain loivasti kaatuvasta kenttakaateesta tavataan kerrosintruusion kerrososan alimmat maanpintaleikkauksessa esiintyvät kivilajihorisontit Porttivaaran lohkon itapaassa, jossa alimpana differentiaattina esiintyy oliviinigabro 1 (kuva 2). Baabelinälkyn sulfidimineralisaation kohdalla alimpana tavattava kivilajihorisontti on oliviinigabro II ja aivan intruusion lansipaassa

12 tavattava alin kivilajihorisoiitti on siirroksesta johtuen magnetiittigabro. YLEMPI REUNAVYOHYKE ='d ANORTOSIITTI GAERO II 'W - MAG~~ETItTTiG4O90 ANORTOSIITTI SAS PYROKSENIGHBHO IV OLY IIN1 GABRO II 5 00 PYRoKSENIGABR ffr06eni GABRO II Kuva 2. Porttivaaran lohkon rakenne. Kuvan vasen reuna edustaa intruusion pituusakselia vastaan kohtisuoraa vertikaalileikkausta linjalta Soukelinalkky-Välivaara-Iso Jakovaara.? = paljastumaton kerroksellinen osa (Mäkelä 1975). Porttivaaran lohko koostuu alemmasta ja ylemmästä reunavyöhykkeesta seka kerrososasta. Kerrososa on jaettu yhdeksään eri kivilajihorisonttiin paämineraaleina tavattavien plagioklaasin, augiitin, ortopyroksenin, oliviinin ja ilmenomagnetiitin esiintymisen, paljoussuhteiden, koostumuksen seka cumulus-intercumulusluonteen perusteella. Eri kivilajihorisonteilla on lisäksi huomattavia eroja rytmisen kerroksellisuuden seka laminaation esiintymisessa.

13 Kuvassa 3 on esitetty silikaattimineraalien kryptinen kerroksellisuus Porttivaaran lohkon kerrososan eri kivilajihorisonteissa. P,-agioklaasi, jonka cumuluskiteiden keskiosien U-pöydalla maaritettyja koostumuksia kuvan anortiittiprosentit osoittavat, on tärkein cumulusmineraali mutta esiintyy lisäksi intercumulusmineraalina. Oliviinia tavataan cumulusmineraalina ainoastaan oliviinigabro 1:ssa ja 1I:ssa. Lisäksi sitä tavataan alemmassa reunavyöhykkeessa. Kuvan 3 Fo-pitoisuusmaaritykset on tehty mikroanalysaattor'illa. Ortopyroksenia tavataan kerrososassa välillä oliviinigabro 1- pyroksenigabro IV intercumulusmineraalina seka oliviinigabro 1I:n ala- ja yläpuolella cumulusmineraalina. Kuvan 3 mikroanalysaattorilla tehdyt koostumusmääritykset ovat intercumulusortopyroksenista. Augiittia tavataan kaikissa kerrososan kivilajeissa seka reunavyöhykkeissä usein poikiliittisena intercumulusmineraalina. Augiitin koostumus muuttuu yhdeksän nooliprosenttia rautarikkaamrnaksi siirryttäessä pyroksenigabro 1:sta magnetiittigabrohorisonttiin. Ilmenomagnetiitti esiintyy koko kerrososassa ja paikoin alemmassa reunavyöhykkeessa aksessorisena sekä magnetiittigabrohorisontissa paamineraalina. Osaksi autometasomatoosin ja osaksi metamorfoosin vuoksi on mineraalikoostumus muuttunut siten, että pyroksenit ovat usein lähes täysin uraliittiutuneet, oliviini muuttunut serpentiiniksi ja talkiksi seka plagioklaasi paikoin saussuriittiutunut. Aksessorisina mineraaleina tavataan yleisesti apatiittia, il- meniittiä ja kvartsia, joka usein esiintyy albiitin kanssa granofyyrisena yhteenkasvettumana. Sulfideja tavataan hiukan

14 'PLA OL ( A ri V0) (Fo Olo) OP AUG FE-CR '--P-J AMGB Ii - FEUGB ANTGB I.- PY 2GB 1V OLGa II.. PYRGB II1 PYRGB II Kuva 3. Kryptinen kerroksellisuus Porttivaaran lohkossa (Mäkelä 1975). OLGB = oliviinigabro PYRGB = pyroksenigabro FEMGB = magnetiittigabro ANTGB = anortosiittigabro

15 kaikissa kivilajeissa. Runsaammin niitä esiintyy alakontaktin reunavyöhykkeessä ja kerrososassa tässä työssä kuvattavina intruusion sisäisinä sulfidimineralisaatioina pyroksenigabro 1V:ssä sekä magnetiittigabron yhteydessä. Sulfidimineralisaation luonne vaihtelee kryptisesti siten, että alakontaktissa tavataan nikkeli-kuparimineralisaatio, jossa nikkelin ja kuparin maara on lähes yhtäsuuri. Intruusion sisäisten sulfidimineralisaatioiden Ni/Cu-suhde on jo paljon pienempi ja magnetiittigabrohorisontin sulfidifaasissa on nikkelin maara jo hyvin pieni. Alemmalle reunavyöhykkeelle on luonteenomaista rakenteiden, raekoon ja mineraalikoostumuksen heterogeenisuus. Se voidaan jakaa ulompaan metagabro-osaan ja sisempään etupäässä metapyrokseniitista ja metaperidotiitista koostuvaan osaan. Molempien osien paksuus on tavallisesti metriä. Muuttuminen on ollut intensiivista. Luonteenomaista reunavyöhykkeen metagabrolle on sekä hienorakeisena pirotteena että suurempina läiskinä tavattavan määrältään vähäisen mutta hyvin nikkelija kuparirikkaan sulfidimineralisaation esiintyminen. Ylempi reunavyöhyke on myös sekä rakenteeltaan että koostumukseltaan heterogeeninen. Yleisin kivilajityyppi on rikkikiisupirotteinen, karkearakeinen meta-anortosiitti, jossa on hiukan poikiliittisen pyroksenin pseudomorfooseja. Tämän lisäksi tavataan pieni-keskirakeista anortosiittigabroa. Muuttuminen on erittäin intensiivista. Oliviinigabro 1 on alin Porttivaaran lohkon kerrososan pal- jastunut kivilajihorisontti. Sitä luonnehtii selvä olivii- nin määrän vaihtelusta aiheutuva rytminen kerroksellisuus.

16 Päämineraaleina ovat etupäässä vierasmuotoinen plagioklaasi, omamuotoinen oliviini, poikiliittinen ortopyrokseni ja viimeisenä kiteytynyt augiitti. Oliviini ja osa plagioklaasista edustavat cumulusfaasia, pyroksenit ovat selvästi kiteytyneet intercumulusfaasista. Pyroksenigabro 1:lle luonteenomainen piirre on selvä rytmi- nen kerroksellisuus, joka aiheutuu vaaleiden, % pla- gioklaasia sisaltavien, 1-10 senttimetriä paksujen ja tum- mien, % plagioklaasia sisältävien, 0,5-3 cm paksujen kerrosten vuorottelusta. Muina päämineraaleina tavataan au- giittia ja ortopyroksenia. Pyroksenigabro II on homogeeninen noin 60 % plagioklaasia, 35 % pyroksenien muuttumistuloksia ja 5 % aksessorisia mine- raaleja sisältävä horisontti. Aksessorisina mineraaleina ta- vataan ilmenomagnetiittia, apatiittia, kvartsia ja sulfideja. Pyroksenigabro 1II:lle luonteenomainen piirre on rytminen kerroksellisuus, joka johtuu 5-15 cm paksujen plagioklaasi/ pyrokseni-suhteeltaan vaihtelevien kerrosten vuorottelusta. Plagioklaasin maara vaihtelee yleensa %:n ja pyroksenien maara %:n välillä. Oliviinigabro II oliviinigabro 1:stä poiketen ei ole rytmisesti kerroksellinen. Horisontin paksuus vaihtelee välillä 5-50 metria ollen yleensa noin 10 metria. Oliviinigabro 1I:n todettu paksuus on suurin juuri Baabelinälkyn alapuolella, missä oliviinigabrossa tavataan poikkeuksellisesti useiden metrien paksuinen pyroksenivälikerros. Päämineraaleina oliviinigabro 1I:ssa ovat oliviini, plagioklaasi, augiitti ja

17 ortopyrokseni. Oliviinin maara on horisontin alaosassa jopa 50 %, yläosassa alle 20 %. Havaittu laminaatio johtuu tassa kivilajihorisontissa ellipsoidisten cumulusoliviinikitei.den suuntauksesta. Plagioklaasi on joko vierasmuotoista tai liistakkeista ja pyroksenit poikiliittisia. Pyroksenigabro IV on suhteellisen homogeeninen. Rytminen kerroksellisuus on heikosti kehittynyt ja ilmenee usein vain faasikontaktina. Kerrospaksuudet ovat yleensä useita metreja. Plagioklaasin suuntautumisesta aiheutuva selvä laminaatio on yleistä. Primaarimineraalit ovat olleet plagioklaasi (50-60 %), ortopyrokseni (15-35 %) ja augiitti (15-35 %). Aksessorisina esiintyvät ilmenomagnetiitti, kvartsi + albiitti ja apatiitti. Ortopyroksenin maara on suurin horisontin alaosassa. Saussu- riittiutuminen ja uraliittiutuminen on intensiivista aivan kivila j ihorisontin alaosaa lukuunot-tamatta Anortosiittigabro 1:ssä on sekä kerroksellisuus että laminaatio heikosti kehittynyt. Kerros on mineraalikoostumukseltaan ja raekooltaan epähomogeeninen. Vaaleimmat differentiaatit ovat anortosiitteja ja tummissa varianteissa on augiitin, joka on ollut ainoa pyrokseni ja on täysin uraliittiutunut, mää-. rä noin 35 %. Paitsi uraliittiutumista on tassa horisontissa tapahtunut yleisesti plagioklaasin saussuriittiutumista, joka ilmenee laikullisena tai verkkomaisena rakenteena. Aksessorisina primaarimineraaleina tavataan ilmenomagpetiittia, apatiittia ja albiitti-kvartsi-osueita. Magnetiittigabron primaariset päämineraalit ovat olleet pla- gioklaasi (45-60 %) ja augiitti (30-50 %). Kerroksellisuus ilmenee lähinnä ilmenomagnetiitin määrän vaihteluna, jonka

18 mukaan kivilajihorisontti on jaettu ala-, keski- ja yläosan malmiksi ja päällä olevaksi pirotekiveksi (A. Juopperi suul- linen tiedonanto). Myös muutaman senttimetrin paksuista mag- netiitin määrän vaihtelusta johtuvaa kerroksellisuutta tava- taan satunnaisesti. Alimmassa ja rikkaimmassa kerroksessa on ilmenomagnetiitin määrä painoprosenttia ja köyhemmässä keskiosassa noin 15 %. Magnetiittigabrohorisontin ylaosassa tavataan yleisesti anortosiitti- ja anortosiittigabrosulkeu- mia. A. Juopperi on kuvannut magnetiittigabron geologiaa pro gradu- ja lisensiaattitöissään (1970, 1972), joissa hän on tulkinnut malmin syntyneen oksidisulan likvaation kautta. Anortosiittigabro II muodostaa kerrososan ylimmän kivilaji- horisontin, joka on homogeeninen sekä koostumuksen että ra- kenteen suhteen. Plagioklaasin määrä on %, augiitin muuttumistulosten % ja aksessorisina mineraaleina ta- vataan ilmenomagnetiittia, apatiittia, kvartsia ja albiittia. Plagioklaasi on usein voimakkaasti saussuriittiutunut ja au- giitti uraliittiutunut sekä osittain uudelleenkiteytynyt. Porttivaaran intruusiosta ei ole tavattu useiden kerrosintruusioiden reunavyöhykkeessä esiintyvää hienorakeista kontaktia, aonka on tulkittu kiteytyneen differentoitumattomasta koko intruusiota edustavasta magmasta (Wager ja Brown 1968). Mäkelän (1975) laskema kemiallisten analyysien keskiarvo Porttivaaran intruusiossa vastaa melko hyvin eräiden kerrosintruusioiden reunavyöhykkeitä (taulukko 1). Keskiarvokoostumuksesta laskettu normatiivinen mineraalikoostumus sijoittuu Yoderin ja Tilleyn (1962) basalttiluokituksessa lähelle plagioklaasiortopyrokseni-klinopyroksenitasoa ja vastaava magma on luon-

19 Taulukko 1. Kemiallisten analyysien keskiarvoja Porttivaaran intruusiosta ja tunnettujen ul.komaisten intruusioiden reunavyöhykkeista (chilled margins). (Mäkela 1975, taulukko 2). # Si02 Ti02 *'2'3 Fe203 FeO MnO llg0 C ao Na20 K2 H20+ H20- '2'5 Yht I s j: i l I :; o, t Mg F e Porttivaaran intruusio, Porttivaaran lohko, (122). Porttivaaran intruusio, Pyhityksen lohko, (21). Porttivaaran intruusio, (165). Skaergaard, Grönlanti, ( 3), Waqer ja Brown 1968, table 7. Stillwater, USA, (l), Hess 1960, table 12. Bushveld, Etelä-Afrikka, (2), Wager ja Brown 1968, table 26. Palisade Sill, USA, (2), Pearce 1970, table 1. MUS~OX, Kanada, ( 2), Smith jq Kapp 1963, table 1. (x) = x:n analyysin keskiarvo

20 teeltaan tholeiittisen ja oliviinitholeiittisen basaltin ra- jamuoto, jossa lisäksi on hiukan "high-aluminabasaltin" luon- netta. Kokokivianalyysien ja mineraalien kooctumusmaaritysten peructeella voidaan todeta kryptisen differentiaation Porttivaaran lohkon kiteytymisessa olleen suhteellisen pienen, esimerkiksi Skaergaardin intruusioon (Wager ja Brown 1968) verrattuna. Paämineraalien vähäisen koostumusvaihtelun perusteella voidaan Porttivaaran intruusion paavaiheen kiteytymisen lampötila- alueen todeta olleen pienen. Jos oletamme Porttivaaran intruu- sion kiteytyneen sulasta, jonka koostumus vastaa Mäkelän (1975) laskemaa Porttivaaran intruusion keskikoostumusta (taulukko 1 analyysi n:o 3) voimme Tilley'n et al. (1964) tekemien sulatus- kokeiden perusteella arvioida kiteytymisen alkamislampötilan. Edellä mainitun keskikoostum~sanalyysin FeO+Fe2O3/MgO+F'eO+Fe2O3 on 0,52. Vertaamalla tata Tilley'n et al. (1964 s. 95) kokei- siin saamme kuivan systeemin plagioklaasin sulamislampötilak- si 1230~~. Mikäli ph20 on ollut sama kuin kokonaispaine, noin 0,5 kilobaaria, alenee sulamislämpötila hiukan. Yoder'in ja Tilley'n (1956) tholeiittisen basaltin sulatuskokeissa oli su- laminen kuivassa systeemissä 1235"~ lämpötilassa täydellinen ja 5 kilobaarin vesihöyrynpaineessa vastaava lampötila oli 1125~~. Porttivaaran kerrosintruusion pal jastuneena olevan kerrososan kiteytymisen alkamislämpötila voitaneen rajata suhteellisen luotettavasti c lämpötilaan. Kerrososan kiteytymisen loppuvaiheessa, jolloin magnetiitti- gabrohorisontti alkoi kiteytya, on laskennallisesti saatu su- lan FeO/FeO+MgO-suhteeksi 0,68 (A. Juopperi, suullinen tie-

21 donanto). Vastaavalla arvioinnilla kuin edellä on suoritettu, saadaan tämän kivilajihorisontin kiteytymisen alkamislampö- tilaksi noin 1120~~. Hapen fugasiteetin suuruusluokaksi saadaan Porttivaaran loh- kon osalta mineraaliparayeneeseja ja mineraalien kiteytymis- järjestystä kokeellisiin tutkimuksiin (Roeder ja Osborn 1966, Hill ja Roeder 1974) vertaacialla f0~<10-~ oliviinigabro 1:n - anortosiittigabro I:n kiteytyessä ja magnetiittigabrossa spi-- nellin kiteytymisen alkaessa on f02 ollut noin 10-~, jos läm- pötila on ollut noin 1120~ ja magman Cr-pitoisuus 200 ppm (Hill ja Roeder 1974, S. 724). Kerrosintruusioiden kattopuolella olleiden sedimenttien ja vulkaniittien paksuudesta magman kiteytyessä voidaan esittää vain arvioita. Kahden kilometrin paksuisen kerroksen aiheuttama paine olisi ollut noin 0,s kilobaaria, jota voitaneen pitää oikeana suuruusluokkana.

22 B A A B E L I N A L K Y N S U L F I D I M I N E R A L I - S A A T I 0 SIJAINTI PORTTIVAARAN LOHKOSSA Porttivaaran intruusion kartoitus suoritettiin pääasiassa profiileittain (Hugg et al. 1976) ja erään profiilin kartoituksen yhteydessä löydettiin Baabelinälkyn sulfidimineralisaatio. Sulfidimineralisaation sijoittaminen paikalleen Porttivaaran intruusion kerrososaan voidaan tehdä parhaiten edellämainitun profiilin ja Outokumpu Oy:n kairaustulosten avulla. Alimmat kerrososan paljastumat Baabelinälkyn profiililla edustavat pyroksenigabro 1II:a. Prirnaarimineraaleina ovat. olleet plagioklaasi, ortopyrokseni ja augiitti. Augiitin ja ortopyroksenin mikroanalysaattorilla mäaritetyt koostumukset on esitetty taulukossa 2 analyysit n:o 5 ja n:o 2. Pyroksenigabro 1II:n yläpuolella tavataan useita paljastumia oliviinigabro II:a, jossa Baabelinälkyn kohdalla on useiden metrien paksuinen pyroksenigabrovälikerros. Taulukon 2 analyysi n:o 1 edustaa oliviinigabro 1I:n oliviinin koostumusta ja analyysi n:o 7 pyroksenigabrovalikerroksen augiitin koostumusta. Pyroksenigabro IV, jossa Baabelinälkyn sulfidimineralisaatio sijaitsee, on aivan alaosaansa lukuunottamatta pitkälle muuttunut, mistä johtuen pyroksenien koostumustietoja on niukasti käytettävissä. Taulukon 2 ortopyroksenianalyysi n:o 3 ja au-

23 TAULUKKO 2. Oliviinin, ortopyroksenin ja augiitin kemiallisia koostumuksia. FeO Oliviini, M0197B, Ortopyrokseni, M0196, Ortopyrokseni, M0201A, Ortopyrokseni, B-7 s. Augiitti, M0196A, Augiitti, M0197B, Augiitti, M0198, Augiitti, M0201A, Augiitti, M0 205E, Augiitti, B-7 s. Augiitti, B-7 s. Augiitti, B-7 s. oliviinigabro II. Baabelinälkky. Mäkelä (1975). pyroksenigabro 111. Baabelinalkky. pyroksenigabro IV. Eaabelinälkky. Makela (1975) , emäksinen juonikivi. Rometölväs. pyroksenigabro 111. Baabelinälkky. oliviinigabro II. Baabelinälkky. Makela (1975). pyroksenigabrovalikerros oliviinigabro 1I:ssa. Baabelinälkky pyroksenigabro IV. Baabelinälkky. Makela (1975). pyroksenigabro IV. Baabelinalkky. 9.75, emäksinen juonikivi. Rometölväs , emäksinen juonikivi. Rometölväs , emäksinen juonikivi. Rometölväs.

24 giittianalyysi. n:o 3 ovat v~il.ittön.iasti oli.viir~igahrohor.ison- tin yläpuolelt;~ ja välittömasti sulfidimineralisaation ala- puolella olevan pyroksenigabron augiitin koostumusta edus-- taa analyysi n:o 9. Pyroksenigabro 1V:n paksuus sulfidimi- neralisaa.tion alapuolella on noin sata metria. Outokumpu Oy:n kairaustietojen ja em. kartoitusprofiilin pe- rusteella on Baabelinalkyn kohdalla noin sata metria paksu metagabrokerros ja 5-10 metria paksu metaperidotiitti-meta- pyrokseniittikerros, jotka yhdessä muodostavat reunavyöhyk- keen. Näitä. seuraavien pyroksenigabro 1II:n ja oliviinigab- ro 1I:n yhteenlaskettu kerrospaksuus pyroksenigabrovaliker- rokset mukaanlukien on noin sata metria. Huomioiden pyrokse- nigabro 1V:n kerrosvahvuus ennen Baabelinaikyn sulfidihori- sonttia saadaan tämän mineralisaation etaisyydeksi kerros- intruusion pohjasta noin kolmesataa metria.

25 SULFIDIMINERALISAATION JA SEN YMPARISTON RAKENNE Baabelinalkyn sulfidimineralisaatiota voidaan seurata kerrok- sellisuuden suunnassa noin 150 metria paljastuneella alueella, paljastumattomalla alueella ei jatkuvuutta ole kontrolloitu. Yhtenaisen kiisuuntuneen horisontin paksuus vaihtelee paljas- tuma- ja kairaustietojen perusteella kahdesta ja puolesta viiteen metriin. Tämän horisontin ala- ja ylapuolella tava- taan vielä satunnaista kiisupirotetta. Kiisupirote, jonka maärä parhaimmillaan on noin kaksi tilavuusprosenttia, on makroskooppisesti jaoteltu lähinnä ruosteisuuden perusteella ne1 jään luokkaan (liite 2). Sulfidimineralisaation lisäksi poikkeaa tämä kivilajihorisontti pyroksenigabro 1V:n harmaanvihreästä rapautumispinnasta selvästi erottuvien vaaleiden laikkujen perusteella (kuva 4). Yhtenäinen laikullinen gabro, jonka keskiosassa sulfidimineralisaatio sijaitsee, on emäksisen juonikiven alapuolella metriä paksu. Emäksisen juonen yläpuoli on heikosti paljastunut. Kairaustietojen perusteella on laikullisen gabron paksuus juonen yläpuolella vähintään kahdeksan metria. Kontakti laikullisen gabron ja pyroksenigabro 1V:n välillä on vähittäinen. Yhtenaisen laikullisen gabrohorisontin sekä yläettä alapuolella tavataan pienehköjä pesäkemäisiä laikullisen gabron osueita. Paljastumissa ja kairanrei'issä tavataan välittömästi yhtenäisen sulfidimineralisaation yläpuolella puolesta metristä yhteen metria paksu lähes kerrosmyötäinen emäksinen juoni, jonka tektooninen vaikutus ympäristöön on ollut suhteellisen pieni.

26 Kairanreika B-2:n pol~joispuolella tämä juonikivi kuitenkin leikkaa lähes kohtisuoraan kerroksellisuutta ja kontaktissa laikullista gabroa vastaan on molemmissa kivilajeissa havait- tavissa selvä kontaktia myötäilevä.suuntaus. Laikullisessa gabrossa tavataan joitakin selvärajaisia koostumukseltaan anortosiittisia murskaleita (kuva 5). Rakenteensa perusteella on tämä kerroksellisuutta leikkaava osa juonikiveä tulkittu kerrosmyötaisen emaksisen juonikiven tulokanavaksi. Tulokanavan ja kerroksellisuuden suuntaisen emaksisen juonen lisaksi tavataan kerrosmyötäisen osan ylä- puolella satunnaisesti epämääräisen muotoisia emaksisen ki- ven osueita. Välittömästi emaksisen juonen yläpuolella on laikullisessa gabrossa tapahtunut karbonaattimetasomatoosia. EMÄKSINEN JUONIKIVI Rakenteeltaan emäksinen juonikivi on yleensä homogeeninen ja massamainen. Paikoin kontaktien läheisyydessä ja ennen kaikkea tulokanavan reunoissa on havaittavissa lähinnä raekoon vaihtelusta johtuvaa selvää kontaktin suuntaa myötailevaa juovaisuutta. Paamineraaleina tavataan amfibolia, kloriittia ja useissa tapauksissa plagioklaasia. Arnfiboli on vaaleanvihreaa ja se esiintyy pieninä pölkkymäisina rakeina ja lisaksi suurempina. seka pölkkymaistä amfibolia että omamuotoista plagioklaasia poikiliittisesti sulkevina rakeina (kuva 6).

27

28

29 erittäin magnesiumrikkaita. Jos verrataan emäksisen juonikiven koostumust~ Porttivaaran intruucion kemiallisten analyysien keskiarvoon seka eräiden tunnettujen kerrosintrilusi.oiden reunavyöhykkeiden jaahtymissaumaan (taulukko l), voidaan todeta emaksisen juonikiven Mg/Fe-suhteen olevan huomattavasti korkeamman. Hivenalkuaineita tarkasteltaessa voidaan myös korkean Cr-pitoisuuden havaita indikoivan juonikiven emaksisyytta. Noin metriä Baabelinalkyn emaksisen juonikiven yläpuolelta on tavattu erittain ultraemäksinen noin 10 senttimetriä läpimitaltaan oleva sulkeuma laikullisessa gabrossa. Sulkeuman mineraalikoostumus on serpentiini, karbonaatti, talkki ja aksessorisena kromiitti. Omamuotoiset kromiittirakeet ovat reunoiltaan muuttuneet magnetiitiksi. Taulukon 3 analyysi n:o 4 on tästä ultraemäksisesta sulkeumasta. Sulkeuma on saattanut tulla murskaleena emäksisen juonikiven tunkeutumisen yhteydessä kyseiselle paikalle. LAIKULLINEN GABRO Luonteenomaisena piirteenä laikulliselle gabrolle ovat rapautuneella pinnalla havaittavat yleensä noin 1-3 cm lapimittaiset vaaleat osueet. Näiden mäara välittömästi emaksisen juonen läheisyydessä on suurin ja ne ovat tasaisesti jakautuneita. Kauemmaksi emaksisestä juonesta siirryttäessä laikkujen esiintyminen on satunnaista, joskin koko usein kasvaa. Emaksisen juonen piippumaisen tulokanavan laheisyydessa on laikkuihin liittyvän materiaalin osuus suuri. Lisäksi tavataan

30 TAULITICKO 3. Emaksisten juonikivicn keniiallicia koostumuksia. Si02 Ti02 A1203 FeO MnO MgO CaO Na K2 P S v Cr Co l Ni Cu l Zn Pb Nb Sr Zr f I i Oa0O1 - i 0* Yht Emaksinen juonikivi. B-4 s , Baabelinalkky. 2. Emaksinen juonikivi. M0205D, Baabelinälkky. 3. Ultraemaksinen sulkeuma uraliittisessa anortosiittigabrossa. M0208B, Baabelinalkky. 4. Emaksinen juonikivi. B-7 s , Rometölvas. 5. Emaksinen juonikivi. B-6 s , Rometölvas. 6. Emaksinen juonikivi. B-6 s , Rometölvas.

31 suurehkoja pistasiittiri-kkaita ocueita sekä pegmatiittisia kvartsi-epidootti-kloriitti-sarvivälkeosueita (kuva 71.. Verrattaessa toisiinsa laikullista gabroa ja pyroksenigabro 1V:aä voidaan näiden kesken havaita seuraavia eroavaisuuksia: 1) eroavaicuudet silikaattifaasin mineraalikoostumuksessa ja kiven kemiallisessa kokonaiskoostumuksessa 2) ilmenomagnetiitin määrän kasvu 3) sulfidimineralisaation esiintyminen. S i l i k a a t t i f a a s i n j a k e m i a l l i s e n k o k o n a i s k o o s t u m u k s e n m u u t t u m i - n e n Vaihtelevasti uraliittiutuneista pyroksenigabro 1V:n kivistä poikkeavat laikulliset gabrot pitemmälle menneen uraliittiutumisen ja saussuriittiutumisen perusteella. Tämän lisäksi huomattavasti selvempana erona voidaan pitää cumulusplagioklaasiin ja useiden poikiliittisiin augiitin pseudomorfooseihin verrattuna selvästi naiden kiteytymisen jälkeen syntyneiden epämääräisen muotoisten laikkujen esiintymistä. Laikkujen silikaattimineraaleina tavataan epidoottia, kvartsia, kloriittia ja sarvivälkettä sekä lisaksi usein karbonaattia (kuva 8). Paikoissa, joissa laikkujen yhteydessä esiintyy sulfideja ja ilmenomagnetiitin skeletteja, tavataan lisaksi biotiittia ja leukoksenia. Laikkujen mineraalikoostumus vaihtelee siten, että emäksisen juonen alapuolella alemmaksi siirryttäessä kvartsin suhteel-

32 Kuva 7. Pegmatiittinen kvartsi-epidootti-kloriittisarvivälkeosue laikullisessa anortosiittisessa gabrossa. Baabelinalkky. Kuva 8. Cumulusplagioklaasiin ja intercumulusaugiittiin (alla) rajoittuva laikku. Laikun mineraalikoostumus on kvartsi, pistasiitti, karbonaatti, kloriitti ja biotiitti. Nikolit +, suurennus 53- kertainen. Baabelinälkky.

33 linen osuus kasvaa ja epidootin pienenee. Emäksisen juonen yläpuolella välittömästi juonen p2z11ä on karbonaatin osuus laikuissa huomattava. Lisäksi karbonaatti yhdessä kloriitin kanssa syrjäyttää etupäässä uraliittia. Noin kuusi metriä emäksisen juonen yläpuolella tavataan vielä jäänteitä primaarista pyroksenista. Kuitenkin intercumulusfaasissa on epidootin, vihreän sarvivälkkeen ja kvartsin määrä huomattava. Kloriitin asemasta tavataan biotiittia. Merkillepantava piirre on suhteellisen runsas apatiitin määrä. Yleinen piirre laik.ullisissa gabroissa on cumulusplagioklaasin mekaaninen särkyminen. Raoissa tavataan kloriittia ja pistasiittista epidoottia. Verrattaessa laikullisten gabrojen kemiallisia kokonaiskoos- tumuksia (taulukko 4 analyysit n:o 2 ja n:o 3) tyypillisen pyroksenigabro 1V:n koostuniukseen, joka on noin 30 metriä emäksisen juonen alapuolella (taulukko 4 analyysi n:o l), voidaan todeta huomattavia muutoksia. ~~/~e-suhteessa on tä- pahtunut selvää laskua. Magnesiumin ja raudan yhteenlaskettu osuus on pienentynyt, mikä johtuu tummien mineraalien suh- teellisen osuuden vähenemisestä. A1203:n ja Na 0:n osuudet 2 ovat selvästi kasvaneet johtuen plagioklaasin ja epidootin suuremmasta määrästä. Hivenalkuaineista on etenkin kromin osuus oleellisesti pienentynyt. Rikin, kuparin ja nikkelin pitoisuuksien kasvu on aiheutunut luonnollisesti sulfidimi- neralisaatiosta. Tarkasteltaessa mineraalien kemiallisia koostumuksia voidaan laikullisen gabron ja pyroksenigabro 1V:n välillä todeta toi-

34 saalta yhtäläisyyksiä ja toisaalta eroja. Molenunissa cumul-usplagioklaasi on kooctumukscltaan noin An 60. Verrattaessa laikullisen uraliittigabron uraliittiutuneen augiitin keskiosasta mikroanalysaattorilla maaritettya koostu~nusta (taulukko 5 analyysi n:o 1) välittömästi Raabelinalkyn sulfidimineralisaation alapuolelta analysoituun augiitin koostumukseen (taulukko 2 analyysi n:o 9) ovat erot niin pienet, että voidaan epäillä analysoidun kohdan augiittipseudomorfoosi~ta vielä olevan uraliittiutumaton. Jos puolestaan vertaamme em. laikullisen gabron uraliitin koostumusta noin 1,5 metrin päässä sijaitsevan laikkuosueen sarviviilkkeiden koostumuksiin, voimme todeta huomattavan eron. Sarvivalke on erittäin rautarikas ja alumiinin määrä vastaa normaalien sarvivalkkeiden Al-pitoisuutta. Merkillepantavaa on lisäksi sarvivalkkeen korkea Ni-pitoisuus. Seka rakenteiden että koostumuksen perusteella voidaan laikkujen sarvivälkkeen katsoa kiteytyneen primaaristi sarvivälkkeena. Laikkujen epidootti on kemialliselta koostumukseltaan suhteellisen rautarikas (taulukko 6) Fe/Fe+Al-suhteen vaihdellessa analysoiduissa kolmessa epidootissa välillä 0,21-0,27.

35 TAULUKKO 4. Uraliittigabrojen ja laikullisten gabrojen kemizil-lisia koostumuksia. 1 Si Ti A '19.70 Fe FeO MnO MgO CaO Atomisuhde ~g/fe Pyroksenigabro IV. M0202C, Baabelinalkky. 2. Laikullinen uraliittigabro. 3. Laikullinen uraliittigabro. B-4 s , Baa-belinalkky. B-4 s , Baabelinalkky. 4. Uraliittigabro. B-7 s , Rometölväs. 5. Laikullinen uraliittigabro. 6. Laikullinen uraliittigabro. B-7 s , Rometölvas. B-7 s , Rometölvas.

36 TAULUKKO 5. Uraliitin ja sarvivälkkeen kemiallisia koostumuksia..l) Uraliitti, laikullinen gabro. B-1 s Baabelinalkky. 2) Sarvivalke, laikullinen gabro. B-1 s Baabelinalkky. 3) Sarvivälke, laikullinen gabro. B-1 s Baabelinalkky. 4) Uraliitti, laikullinen gabro. B-7 s Rometölvas. 5) Sarvivalke, laikullinen gabro. B-7 s Rometölväs.

37 TAULUKIZO 6. Epidootin kemiallisia koostumuksia Totaali Atomisuhde Epidootti, laikullinen gabro. B-1 s Baabelinalkky. 2. Epidootti, laikullinen gabro. B-1 s Baabelinalkky. 3. Epidootti, laikullinen gabro. B-1 s Baabelinalkky.

38 I l m e n o m a g n e t i i t i n. m a Z r Z n k a s v u Selvästi ympäristön normaalista pyroksenigabro 1V:stti poik- keavana piirteenä on epätavallisen runsas ilmenomagnetiitin esiintyminen emäksisten juonikivien ympäristössä. Ilmeno- magnetiitti on tosin usein lähes täysin muuttunutta, mutta jäljelle jääneet skelettimäiset, läpimitaltaan kahdesta vii- teen millimetriä olevat vierasmuotoiset pseudomoreoosit oval kairanrei'issä sul~teellisen helposti makroskooppisestikin havaittavissa. Paikoin ilmenomagnetiittia tavataan pegrriatiit- tisten osueiden yhteydessä hyvinkin karkearakeiseiia (liite 2) ja näissä ilmenomagnetiitti on joskus kohtalaisen hyvin sai-- lynyt. Kairanreiässä B-4 voidaan havaita selvä emäksisen juonikiven etäisyydestä riippuva ilmenomagnetiitin määrän vaihtelu. Käh- deksan metrin matkalla emäksisen juonen yläpuolella oii ilme- nomagnetiittia tai sen skelettejä silmämäaräisen arvion pe- rusteella keskimäärin kolmesta neljaan tilavuusprosenttia. Emäksisessä juonessa ei ilmenomagnetiittia tavata. Välittö- mästi juonen alapuolella on maara alle kaksi tilavuusprosent- tia ja se kasvaa vähitellen siten, että viisi metria juonen alapuolella on maara kolmesta neljaan tilavuusprosenttia. Pi- toisuus pysyy kymmeneen metriin saakka suhteellisen tasaise- na ollen kuitenkin epätasaisemrnin jakautuneena ja suurina repaleisina vierasmuotoisina rakeina. Edelleen alaspäin men- täessä pitoisuus pienenee siten, että noin 15 metria juonen alapuolella se on alle yksi tilavuusprosenttia ja tästä eteen- päin esiintyminen on satunnaista.

39 Mikroskooppinen tarkastelu osoittaa ilmenomagnctiitin esiintyvän etupäässä laikuissa sen ollessa sekä cumulusplagiok%aasiin että intercumulusaugiitin pseudomorfooseihin rajoittuessaan vierasmuotoista. Jotkut suuret poi-kiliittiset rakeet sulkevat etenkin plagioklaasiliistakkeita sisäänsä. La-ikkujen silikaatteihin verrattaessa ovat ilmenomagnetiittirakeet, milloin niitä tavataan muuttumattomina, sekä myös niiden pseudomorfoosit selvästi omamuotoisempia. Ilmenomagnetiitin ilmeniittilamellien leveys vaihtelee noin 0,01 rnrn:sta 0,2 mm:iin ja lisäksi ilmenomagnetiittirakeissa on epämääräisiä ilmeniittiosueita (kuva 9). Ilmeniitissä ja magnetiitissa ei tavata suotaumia. Suhteellisen hyvin säily- neessä ilmenomagnetiittirakeessa ilmeniitin maaraksi saatiin pistelaskumenetelmällä noin 45 %. Tämän lisaksi tavataan usein erillisiä reunoiltaan syöpyneitä ilmeniittiliistakkei- ta. Useissa tapauksissa ilmenomagnetiitti on taysin muuttunut. Välimuotojen, joissa jäljellä on vain ilmeniittilamellit, perusteella voidaan todeta magnetiitin muuttuvan ilmeniittiä helpommin. Muuttumistuloksina tavataan biotiittia ja leukokseenia. Kuvassa 10 on taysin muuttunut ilmenomagnetiittiskeletti. Taulukko 7:n ilmeniitin ja magnetiitin kemialliset koostumuk- set on määritetty samasta rakeesta, jossa ilmeniitin maaraksi saatiin pistelaskumenetelmällä 45 %. Taulukon lasketut magne- tiitin ja ilmeniitin koostumukset perustuvat Carmichael'in (1967) kuvaamaan menetelmään.

40 Kuva 9. Osittain muuttunut ilmenomagnetiitin skeletti laikullisessa gabrossa. 1 nikoli, suurennus 53-kertainen. Baabelinalkky. Kuva 10. Täysin muuttunut ilmenomagnetiitin skeletti laikullisessa gabrossa. 1 nikoli, suurennus 53-kertainen. Baabelinalkky.

41 TAULUKKO 7. Magnetiitin ja ilmeniitin kemialliset koostumukset. F'e203 FeO Yht. 1) ) ) Magnetiitti ilmenomagnetiittirakeessa, laikullinen gabro. B-1 s , Baabelinalkky. 2) ~lnieniitti ilmenomagnetiittirakeessa, laikullinci; gabro. B-1 s , Baabelinalkky. S u l f i d i m i n e r a l i s a a t i o Baabelinalkysca alkaa kiisupirote molenunissa kairanreilisss seka paljastumissa välittömasti emaksisen juonen a1apuolelt.a. Sulfidimineralisaation alakontakti sitävastoin on vähittäinen. Yhtenäisen sul-fidirikkaamman horisontin alapuolella ta-- vataan pitoisuudeltaan heikkoja pesakemaisia osueita. Sulfi-- dimineralisaatio rajoittuu Baabelinalkyssa kokon&isu~dessaan laikulliseen gabroon. Suurimmat sulfidiosueet ovat poikkeuksetta vaaleiden laikkujen yhteydessä sijaiten usein laikkujen keskiosassa sulkeuma-- maisesti. Yleensä on sulfidikasaumien läpimitta alle 0,5 senttimetriä (kuva 11). Mikroskooppisessa tarkastelussa näkyy ta-

42 mä piirre erittäin selvasti. Sulfidit ovat täysin vierasmuotoisina rakeina silikaatteihin rajoittuessaan. Useimmin ne ra-- joittuvat hyvin omamuotoisiin pistasiittirakeisiin. Myöskin rajoittuessaan sarvivälkkeeseen ja kloriittiin, joka mahdollisesti on biotiitin muu~ttumistulosta, myötäilevät sulfidit omamuotoisia silikaattirakeita. Malmimineraaliparageneesi poikkeaa tavanomaisista nikkeli-kuparimalmeista siten, että magneettikiisua on hyvin vähän tai se puuttuu kokonaan. Toisena merkittävänä erona on kuparikiisun runsas esiintyminen pentlandiittiin verrattuna. Suoritetun näytteenoton perusteella ei magneettikiisun määrän vaihtelusta eikä sen puuttumisesta voi tehdä mitään luotettavaa yhteenvetoa. Näyttaä kuitenkin siltä, että vaihtelu on kerroksellisuuteen verrattuna sekä lateraalista että vertikaalista. Kuparikiisu: Kaikissa tutkituissa näytteissä on kuparikiisu runsaimmin esiintyvä sulfidimineraali. Pääasiallisesti se esiintyy muita sulfidimineraaleja suurempina silikaatteihin ja useissa tapauksissa myös muihin sulfideihin nähden vierasmuotoisina rakeina muiden sulfidien yhteydessä. Lisäksi sitä tavataan hyvin pieninä sulkeumina silikaateissa, etupäässä uraliitissa, sekä kapeissa raoissa raontäytteena. Raekoko on yleensä 0,l-1 mm, joskin 3-4 mm:n läpimittaisia rakeita tavataan. Suurissa kuparikiisurakeissa tavataan joskus lamellista kaksostusta (kuva 12). Paitsi erillisinä rakeina esiintyy kuparikiisu joskus sulkeumina pentlandiitissa ja rikkikiisussa. Joissakin tapauksissa se esiintyy kuutiollisten lohkorakojen suuntaisina suotaumalamellina pentlandiitissa.

43 Q'rlNLnOCo =.OO * o = rl ' m * - m o o m o m W 3 X X X X X X -rl.rl.rl.rl.rl.rl X X X X X X *rl rl -4.rl k k k k k k rdrdardrdrd a a a a a a z5454z5454

44 Kuva 11. Laikullisen gabron rakenne. Cumulusplagioklaasi esiintyy omamuotoisina tummina liistakkeina, vihreänharmaa uraliitti on vierasmuotoista ja heikosti poikiliittista. Sulfidit esiintyvät vaaleiden laikkujen yhteydessä. Baabelinälkky. Kuva H. JUOPperi. Kuva 12. Vasemmassa alalaidassa on lamellisesti kaksostunut kuparikiisurae. Pentlandiittirakeessa on (100) suuntaisia kuparikiisula~nelleja ja kuparikiisun kontaktin läheisyydessä runsaasti milleriittiä. Nikolit hiukan poikkeutettu sammumisasennosta, suurennus 144-kertainen. Baabelinalkky.

45 Sulkeumina kuparikiisussa tavataan silikaattien lisäksi magneettikiisua, sinkkivalketta seka milleriittj-a. Rautaköyhis-. sa sulfidiparageneeseissa tavattava borniitti esiintyy kuparikiisun yhteydessä usein epamäar2isinä osueina etupaassa rakeiden reunoilla sekä sulkeumina. Varsinkin paljastumanaytteissa mutta vielä 20 metrin syvyydel- 1a kairasydannaytteissa tavataan muuttumistuloksena kovelliittia, joka ainakin pintanaytteissa liittyy rapautumisilmiöihin. Suorit-ettujen mikroanalysaattorimiiaritysten perusteella (taulukko 8) 'näyttää kuparikiisun koostumus olevan hyvin homogeeninen ja Cu/Fe-suhde on lähellä stökiömetristä. Pentlandiitti: Pentlandiitti esiintyy suurimmaksi osaksi eril- - lisina rakeina, jotka kupari- ja magneettikiisuun rajoittues- saan ovat melko omamuotoisia. Raekoko on harvoin yli yhden millimetrin. Erillisissa pentlandiittirakeissa on yleensä voimakas rakoilu. Sulkeumina tavataan joskus kuparikiisua. Joissakin t,apauksis- sa rajoittuessaan kuparikiisuun on pentlandiitissa suotauma- lamellina kuparikiisua ja milleriittia ja kontakti on lähes kokonaan milleriittia (kuva 12). Paitsi erillisinä rakeina tavataan pentlandiittia hiukan suo- taumalamelleina magneettikiisussa, mutta näiden lamellien maa- ra on hyvin vähäinen. Pentlandiitti on paitsi pintanaytteissa myös kairasydannäytteissa muuttunut huokoiseksi punertavan- ruskeaksi tai heikosti violetin savyiseksi violariitiksi. Usein samassa yhteydessä on syntynyt nauhamaisia rikkikiisuosueita (kuva 13).

46 Taulukon 9 analyysit 1-4 ovat Baabelinälkyn pentlandiiteista mikroanalysaattorilla tehtyjä koostumusmäarityksia. Pentlandiittien Ni-pitoisuudet ovat korkeita ja vaihtelu on 36,O ja 41,5 painoprosentin välillä. Kobolttipitoisuus vaihtel-ee 0,55-1,58 painoprosentin valillä. Metalli/S-suhde on näyte n:o 4:äa lukuunottamatta MgS8 koostumusta suurempi. Pentlandiitin koostumuksen ja mineraaliparageneesin sekä sulfidifaasin koostumuksen välistä riippuvuutta tarkastellaan myöhemmin yhdessä Rometölvään pentlandiittien kanssa. Magneettikiisu: Useimmissa Baabelinalkyn sulfidiparageneeseissa ei tavata magneettikiisua lainkaan. Esiintyessään on magneettikiisu yleensä muiden sulfidien yhteydessä erillisinä vierasmuoto~isina rakeina (kuva 14). Raekoko on tavallisesti alle yhden millimetrin. Esiintyessaan yhdessä muiden sulfidien kanssa on magneettikiisu kuparikiisua omamuotoisempi, mutta pentlandiittiin ja rikkikiisuun verrattuna vierasmuotoisempi. Joskus tavataan magneettikiisua sulkeumina kuparikiisussa. Useimmiten on magneettikiisu täysin ilman pentlandiittisuotaumia. Jos suotaumia tavataan, niitä on vähän ja ne esiintyvät lyhyinä liekkimaisinä osueina alkaen joko magneettikiisurakeen reunoilta tai raoista. Magneettikiisun vähäisen määrän vuoksi on röntgenografiset tut- kimukset jouduttu tekemään 114,59 mm:n läpimittaisella Debye- Scherrer-kameralla. Putkena on käytetty Co-putkea. Saadut d102 -arvot A vastaavat erittäin hyvin Carpenterin ja Desborouqhin (19642 ilmoittamia monokliinisten magneettikiisu- jen pintojen ( ) piikkien ja A keskipisteen d-arvoja, minkä perusteella tutkitut magneettikiisut ovat ai- nakin suurelta osin monokliinisia.

47 Kuva 13. Erillinen osittain muuttunut pentlandiittirae, jonka muuttumistul.oksena tavataan violariittia ja nauhamaisia rikkikiisuosueita. 1 nikoli, suurennus 125-kertainen. Baabelinalkky. Kuva 14. Magneettikiisu-kuparikiisu-rikkikiisuocue laikullisessa gabrossa. 1 nikoli, suurennus 50- kertainen. Baabelinalkky.

48 m l n N W W O w o o r l * l n C V u ' o o o m k k k k * k a ~ a a a. ~ i. r i a rdrdtdrdtdgctd tntntntntnc)q ai m a a C C C r d r d r d ddrl Ucici C C C a, a, a, PiPiP4 a a a C C G r d r d r d d rl rl 4 Ci 4J C C C O a J a P4 Pi Pi

49 Kemialliselta koostuinukseltaan yksikään BaabelinSlkyn analysoiduista rriagneettikiisuista ei täysin vastaa monokliiniscn magneettikiisun Fe7S8 (46,75 At%Fe) koostumusta (taukukko 10). Kuitenkin esimerkiksi Kotalahden monokliinisten magneettikiisujen koostumus jäi yleensä selvästi stökiömetrista rautarikkaammaksi (Papunen 1970). Nikkelipitoicuus on melko korkea ollen kaikissa näytteissä yli 0,5 %. Näytteen n:o 2 (tauluk- ko 10) kuparipitoisuutta 0,33 % voidaan pitää poikkeukselli- sen korkeana. Rikkikiisu ja markasiitti: -- Rikkikiisua tavataan kaikissa niis- sä sulfidimineraaliparageneeseissa, joissa sulfidifaasissa on ollut rautaa riittävästi myös magneettikiisun muodostumiselle. Parageneeseissa, joissa tavataan borniittia, ei rikkikiisua ole todettu kuin satunnaisesti yhdessä hieessä. Esiintymista- pansa suhteen voidaan rikkikiisut jaotella kolmeen eri ryhmään. Runsaimmin rikkikiisua tavataan repaleisina mutta kidemuodol- taan idiomorfisina rakeina silikaattien yhteydessa. Raekoko saattaa olla yli yhden millimetrin, yleensä kuitenkin joitakin kymmenesosamillimetrejs. Rikkikiisu esiintyy yleisesti myös muiden sulfidien yhteydessa, jolloin rikkikiisulla ei ole idiomorfista kidemuotoa. Kuitenkin se on muita sulfideja oma- muotoisempaa esiintyen 0,05-0,3 millimetrin rakeina (kuva 14). TämZn lisäksi tavataan rikkikiisua pentlandiitin muuttumisen tuloksena syntyneen violariitin yhteydessa kapeina nauhamaisina osueina (kuva 13). Koostumukseltaan ovat analysoidut rikkikiisut analyysin vir- herajojen puitteissa stökiömetrisiä. Hivenalkuaineiden määrät ovat hyvin pieniä. Taulukon 11 analyysi n:o 1 edustaa muiden

50 TAULUKKO 10. Magneettikiisun kemiallisia koostumuksia. Kationi% = atomisuhde 100-(Fe+Ni+Co+Cu+Zn) Fe+Ni+Co+Cu+Zn+S 1) Magneettikiisu, laikullinen gabro. B-4 s , Baabelinalkky. 2) Magneettikiisu, laikullinen gabro. M0203B, Baabelinalkky. 3) Magneettikiisu, laikullinen gabro. B-4 s , Baabelinalkky. 4) Magneettikiisu, laikullinen anortosiittinen gabro. B-7 s , Rometölväs. 5) Magneettikiisu, laikullinen gabro. B-7 s, 28.70, Ronetölvas. 6) ~a~neettikiisu, emäksinen juoni. 3-7 s , Rometölväs. 7) Magneettikiisu, laikullisen gabron ja emaksisen juonen kontakti. E-6 s , Rometölv2s.

51 sulfidien yhteydessä olevaa rikkikiisua ja analyysi n:o 2 silikaattien yhteydessä olevaa pitsim3istä rikkikiisua. Ensiksimainitun Ni-pitoisuus on moninkertainen viimeksimainittuun verrattuna. TAULUKKO 11. Rikkikiisun kemiallisia koostumuksia. Yht. 1 Sx l ) Rikkikiisu, laikullinen gabro. B-4 s , Baabelinalkky. 2) Rikkikiisu, laikullinen gabro. M0203 B, Baabelinälkky. Markasiittia on tavattu vain pintanäytteissä ja se nayttaa esiintyvän ainoastaan magneettikiisun pintarapautumistuotteena. Rapautumisen mennessä pitemmälle tavataan limomiittimaista huokoista mineraalia. Milleriitti: Milleriittia tavataan vain niissa sulfidiparageneeseissa, joissa ei esiinny magneettikiisua ja runsaimmin sitä tavataan niissä parageneeseissa, joiden yhteydessa on vielä muuttumatonta magnetiittia ja ilmeniittiä. Yleensä milleriitti esiintyy kuparikiisun yhteydessa joko kuparikiisun kanssa sekarakeina lamellimaisesti (kuva 15) tai erillisinä rakeina. Usein milleriitti-kuparikiisusekarae on kuparikiisun ja pentlandiitin kontaktissa (kuva 12). Joskus milleriittia tavataan selvästi erillisinä rakeina kuparikiisun ja borniitin yhteydessa. Joissakin tapauksissa milleriitissa on havaittavissa violariittireliktejä. Osa milleriitista nayttaa olevan violariitin muuttumistulosta, mikä viittaisi hyvin myöhäiseen muodostumisvaiheeseen.

52 Kuva 15. Lamellinen milleriitti-kuparikiisu-sekarae. 1 nikoli, suurennus 40-kertainen. Baabelinalkky. Kuva 16. Borniittia kuparikiisurakeiden reunoilla ja sulkeumina kuparikiisussa seka erillisinä rakeina. 1 nikoli, suurennus 370-kertainen. Baabelinalkky.

53 Taulukon 12 analyysi on kuparikiisun ja pentlandiitin rajassa esiintyväctä 1amelli.maisesta milleriitista. TAULUKKO 12. Milleriitin kemiallinen koostumus. Milleriitti, laikull-inen gabro. B-1 s , Baabelinälkky. Milleriitin rautapitoisuus esimerkiksi Marbridgen milleriit-- teihin verrattuna (Graterol ja Naldrett 1971) on hyvin pieni. Borniitti: - Mineraaliparageneeseissa, joissa ei esiinny mag- neettikiisua, tavataan usein borniittia. Se esiintyy poik- keuksetta kuparikiisun yhteydessä ollen usein siinä epämäa- raisinä sulkeumina tai reunustaen kuparikiisurakeita (kuva 16). Kuten milleriittia, t.avataan myös borniittia runsaimmin niissä paragenees~issa, joissa vielä on jäljellä muuttumatonta magne- tiittia ja ilmeniittiä. Kuvan 16 borniitista, jossa vielä nä- kyy mikroanalysaattorin suihkun jättämä risti, on analysoitu mineraalin koostumus (taulukko 13)) joka on melko lähellä stökiömetrista Cu5FeS4:ää. TAULUKKO 13. Borniitin kemiallinen koostumus. Cu Fe Ni Co S Yht. > Laskettu koostumus: Cu5Feo,g8S3,8g Borniitti, laikullinen gabro. B-1 s , Baabelinälkky.

54 Sinkkivälke: Sinkkivalke esiintyy usei~nn~iten kuparikiisun yli- teydessa pieninä rakeina, jotka usein ovat kuparikiisussa sul- keumina. Raekoko on yleensa alle 0,051 mm. Yhdestä rakeesta suoritettujen mikroanalysaattorimääritysten mukaan on sinkkivalke varsin rautaköyha (taululcko 14). TAULUKKO 14. Sinkkivalkkeen kemiallinen koostumus. Zn Cu Fe S Yht Sinkkivälke, laikullinen gabro. B-4 s , Baabelinal.kky. Violariitti: Violariittia tavataan kaksi eri generaatiota. Toinen liittyy pintarapautumiseen, jolloin muuttumistuloksena syntyvä violariitti on yleensä huonosti kiillottuva ja huokoisen näköinen. Tämän lisäksi tavataan violariittia, joka on paremmin kiillottuva. Myös tämä violariitti on pentlandiitin muuttumistulos mutta se ei ilmeisesti ole syntynyt pintarapautumisessa. Muuttumisen yhteydessä on syntynyt usein nauhamaisia rikkikiisuosueita (kuva 131. Joskus violariitti näyttää muuttuneen edelleen milleriitiksi. Kovelliitti, kuparihohde ja kupari: - Kovelliitin esiintyminen liittyy suurelta osin rapautumisvyöhykkeeseen. Tamiin lisaksi osa kovelliittia on saattanut syntyä laikkujen pitkään jatku- neen hydrotermisen muuttumisen tuloksena. Molemmissa tapauk- sissa kovelliitti esiintyy kuparikiisurakeiden reunoilla ja raoissa nauhamaisena kehanä. Kuparihohdetta ja natiivia kupa- ria on tavattu yhdessä paljastumanayttee~sa~ jossa ne ilmei- sesti ovat pintarapautumisessa syntynyttä kuparikiisun muut- tumistulosta.

55 Lyijyhohde: Lyijyhohdetta on tavattu vain satunnaisesti pie- r'iiiiä rakeina. - H~penpent~andiitti: Ruparikiicussa tavataan joskus pieniä iso- trooppisia punertavanruskeita sulkeumia, jotka ovat hopeapent- landiittia (Y. Vuorelainen, siiullinen tiedonanto). Mineraali on identifioitu aikaisemmin useista Suomen sulfidiesiinty- mistä (Vuorelainen, Hakli ja Papunen 1972). Hessiitti Te: Platinaryhman mineraalien yhteydessa tavataan 2- usein harmahtava, pehmeä ja huonosti kiillottuva mineraali, joka on hessiitti (Y. Vuorelainen, suullinen tiedonanto). Platinaryhman mineraalit: ~erenskiitti (PdTe2) ja micheneriit- ti (PdBiTe)- ovat useimmin tavattavat palladiummineraalit seka Baabelinalkyssa että Rometölvaallii. Mineraalit esiintyvät yleerisa noin 5-10 mikronin suuruisina rakeina useimmiten sulkeumina sulfideissa. Mikroanalysaattorilla saatiin mine- raaleista rakeiden pienen koon vuoksi vain kvalitatiivinen analyysi. Kokokivianalyysien perusteella on suhde Pt/Pd>2. Tästä huo- limatta on Baabelinalkyssa tavattu ainoana p1atinamineraal.i- na vain erittäin vähän sperylliittia (PtAs2) (Y. Vuorelainen, suullinen tiedonanto).

56 r R O M E T Ö L V A A N S U L F I D I M I N E R A L I - S A A T I 0 SIJAINTI SYÖTTEEN INTRUUSIOSSA Rometölvaan sulfidimineralisaatio sijaitsee Syötteen kerrosintruusion lounaisreunassa kohdassa, jossa alakontaktin kulku on itä-lansisuuntainen (liite 1). Intruusion alimpana kivilajina on tavattu voimakkaasti tekton.isoitunut metagabro, jossa on alhiittikiviosueita. Albiittikiven esiintyminen viittaa kontaktin välittömään läheisyyteen. Etäisyys tästä paljastumasta Rometölvaan alimpaan sulfidimineralisaatioon on noin 150 metria. Huomioiden kerroksellisuuden kaade, joka on noin 300/30, ja topografia, on sulfidimineralisaation etäisyys reunavyöhykkeestä noin 100 metria. Kontaktin voimakkaan tektonisoitumisen yhteydessä tapahtuneiden siirrosten suuruutta on tosin paljastumattomassa maastossa mahdoton arvioida. Rornetölvään sulfidimineralisaation ympäristön kivilajit ovat voimakkaammin muuttuneet kuin Baabelinälkyssä. Primaareja pyrokseneja ei ole tavattu. Kartoitustulosten perusteella voimme katsoa Rometölvaan ympäristön vastaavan lähinnä Porttivazran kerrosintruusion pyroksenigabro 1V:ää. Baabelinalkyn sulfidimineralisaation alapuolella olevan 'pyroksenigabro 1V:n ja Rometölvaan sulfidimineralisaation lähellä olevan mahdollisin:- man vähän muuttuneen uraliittigabron kemialliset kokokivianzlyysit (taulukko 4 analyysit n:o 1 ja n:o 4) ovat hyvin samanlaisia. Mikäli edellämainitut kivilajit olisivat kuuluneet

57 alkujaan samaan yhtenaiseen kerrosint.ruusioon, rnik2 on tnysiil mahdollista, edustaisi Rometölvaan ympäristö hiukan Baabelin- alkkya myöhaisempäz differentiaattia. SULFIDIMINERALISAATION JA SEN YMPARIST~N RAKENNE Rometölvaälla tavataan Baabelinalkysta poiketen useita paal- - lekkaisia cmaksisia juonia ja sulf idimi.neralisaatiota. IZcrtautuminen saattaa tosin johtua osaksi tektoonisista syists, mutta toistuminen on joka tapauksessa osaksi todellista. Molemmissa kohtisuoraan laminaatiota vastaan kairatuissa rei'issa lavistettiin neljä eri emäksista juonta, mitä voitaneen pitaa ehdottomana ininimimaarana. Seka paljastuma- että kairaustietojen perusteella voidaan emaksisten juonikivien kulun todeta noudattavan suhteellisen tarkasti alueella todettua intruusion laminaatiosuuntaa suurissa puitteissa. Kartalla (liite 31 havaittavat emaksisten juonten ja kiisuuntuinien taipumiset johtuvat osaksi topografisista syistä. Deta1je:issa tilanne on hu0mattavast.i komplisoidumpi ja selvästi leikkaaviakin emaksisen juonen kontakteja tavataan. Emaksisten juonten kohtisuoraan kerroksellisuutta vastaan olevat paksuudet vaihtelevat muutamasta senttimetrista noin kuuteen metriin. Emaksisten juonten ja sulfidimineralisaatioiden paljastuneen esiintymisalueen maanpintaleveys on noin 200 ja -pituus noin 400 metriä.

58 EMÄKSINEN JUONIKIVI Voiniakkaamnin muuttuneet emaksiset j uonikivet Ron?etölvSal.l-ii vastaavat rakenteeltaan ja mineraalikoostumukseltaan täysin Baabelinalkyn emaksisia juonikivia. Osa en~äksisicta juoniki-,, vistä on säilynyt erittäin hyvin ja niissä tavataan alkuperäinen mineraalikoostumus lähes muuttumattomana. Päamineraaleina ovat ortopyrokseni, augiitti ja plagioklaasi. Ortopyrokseni esiintyy 3-10 millimetrin läpimittaisina pyöreahköina poikiliittisina rakeina, jotka sulkevat sisäänsä omamuotoi-- sia 0,l-0,3 mm:n pituisia plagioklaasiliistakkeita. Ortopyroksenirakeet ovat hajarakeina hypidiomorfisessa raekooltaan 0,3-1 millimetrin suuruisessa plagioklaasi-augiittimatriksissa (kuva 17), jossa plagioklaasi on hiukan omamuotoisempaa. Nayttaa silta, että kiteytyminen on alkanut plagioklaasilla, jatkunut sitten ortopyroksenilla ja lopuksi on kiteytynyt samanaikaisesti augiitti ja plagioklaasi. Toisena selvänä erona Baabelinalkyn ja Rometölvaan emaksisten juonten välillä on sulfidien esiintyminen Rometölvaalla myös emaksisessa juonikivessa. Nama kuvataan yhdessä laikullisessa gabrossa esiintyvien sulfidien kanssa. Kemialliselta koostumukseltaan (taulukko 3 analyysit n:ot 4-6) vastaavat Rometölvaan emaksiset juonikivet hivenalkuainepitoisuuksiaan myöten Baabelinalkyn juonikivia. Esimerkiksi Mg/Fe-suhde on hyvin vastaava. Oleellisimmat erot ovat analyysien n:o 4 ja 5 hiukan suuremmissa Si02-, A1203- ja CaO-- pitoisuuksissa. Nämä erot ovat selitettavissä Rometölvaan emaksisten juonikivien hiukan pienemmällä tummuusasteella.

59 Mikroskooppisen tarkastelun perusteella on plagiolclaasia kiteytynyt seka eiici.rrirnäisel;si ennen ortopyroksenia etta lopuksi yhdessä augiitin kanssa. Taulukon 15 analyysi n:o 1 on ortopyroksenissa sulkeumana olevasta plagioklaacista ja analyysi n:o 2 playio1:laasi-ailgi.ittin~atriksissa kiteytyneesta plagioklassista. Plaqioklaacien koostumusero on noin kaksi An-prosenttia. Kuitenkin or-toklaacikomponentin mzarz on viinieksimainitussa kaksinkertainen. Playioklaasi on edelläesitettyjen havaintojen perusteella aloittanut kiteytymisen, ilmeisesti hapen osapaineen nousun vuoksi kiteytyminen on siirtynyt ortopyroksenikenttaan ja plagioklaasi on kiteytynyt uudelleen 10- puksi yhdecsa augiitiil kanssa. Kol-italaisesta hapen osapaineesta on todisteena myös satunnainen kromiitin esiintyminen emaksisessa juonikivessa, TAULUKKO 15. Plagioklaasin mineraalikoostumuksia emaksisessa juonikivessa, An Ab Or Fe Yht ) ~lagioklaasi 1, sulkeumina ortopyroksenissa. B-7 s Rometölvas. 2) Plagioklaasi II, plagioklaasi-augiittimatriksissa. B-7 s Rometölvas. Analysoitujen yhden ortopyroksenin ja kolmen augiitin koostumukset (taulukko 2 analyysit n:o 4 ja 10-12) ovat hyvin maynesiumrikkaita. Merkillepantava piirre on augiitin koostumul~sen vaihtelu hyvin lahekkaisissa näytteissä. Syy on ilmeisesti joko kontaminaatiossa tai nopeassa kiteytymisessa. Huomionarvoinen piirre on myös augiittien korkea kromipitoisuus.

60 ,, LAIKULLINEN GABRO S i l i k a a t t i f a a s i n j a k e m i a l l i s e n k o k o n a i s k o o s t u m u k s e n m u u t t u m i n e n Kuten Baabelinalkyssä tavataan myös Rometölvä~llä emäksisten juonikivien ympärillä sekä jalka- että kattopuolella laikul-? lista gabroa. Heikomman paljastuneisuuden, voimakkaamnian tek-. tonisoitumisen ja useiden päällekkäisten emäksisten juonten vuoksi eivät tehdyt havainnot kuitenkaan riita tarkan kuvan muodostamiseen laikullisen gabron esiintymisestä. Molemmissa kairanrei'issä tavataan laikullisen gabron yhtey- dessä noin neljä metriä paksut, hiukan hienompirakeiset ja vain vähän laikkujen silikaatteja, oksideja ja sulfideja si- sältävät uraliittigabro-osueet, jotka ilmeisesti kuuluvat sa- maan kerrokseen. Tällä kerroksella on terävä kontakti alapuo- lella olevaan laikulliseen gabroon ja vaihettuminen pää113 olevaan laikulliseen gabroon on vähittäinen. Ilmeisesti ky- seessä on ennen juonikivien tunkeutumista syntynyt kiteyty- misolosuhteiden muutoksesta johtuva faasikontakti, joita ta- vataan esimerkiksi Porttivaaran intruusion pyroksenigabro 1V:ssä yleisesti. Tässä uraliittigabrossa olisi tällöin en- nen juonen tunkeutumista pitemmälle ehtineestä kiteytymises- ta johtuen vähäisempi laikkujen materiaalin määrä. Rometölvaän laikullinen gabro on primaarikoostumukseltaan py- roksenigabroa tai anortosiittista pyroksenigahroa. Tektoni- soituminen on selvästi voimakkaampaa kuin Baabelinälkyssä. Laikut esiintyvät täysin vastaavasti joko tasaisesti jakautu- neina läpimitaltaan 1-3 mm:n suuruisina osueina tai suurempi- na selvinii kasaumina.

61 Baabelinalkyn laikullisten gabrojen laikkujen mineraal.ikoos-. tumuksesta poiketen tavataan Rometölvaall~ runsaasti skapoliittia. Se esiintyy suuremmissa laikuissa usein suhteellisen omamuotoisi.na rakeina tai cyrjäyttamassa laikkuihin rajoittuvaa cumulusplagioklaasia (kuva 18). Lisäksi skapoliittia tavataan yleisesti mekaanisesti rikkoutuneiden plagioklaasirakeiden raoissa verkkomaisesti syrjayttamassa plagioklaasia. Laikun skapoliitista mikroanalysaattorilla tehdyn osittaisen kemiallisen analyysin perusteella (taulukko 16) mineraali on koostumukseltaan dipyyrinen (Deer, Howie ja Zussman 1963). Mielenkiintoisena piirteenä voidaan pitää suurta rikkitriok- sidin maaraa, joka on jopa niin suuri, että meioniittikompo- 2- nentin CO3 - anioni täytyy olla lähes täysin korvautunut 2- - anionilla. S04 TAULUKKO 16. Skapoliitin osittainen kemiallinen analyysi.... Skapoliitti, laikullinen gabro. Rometölvas. Muissa suhteissa on silikaattifaasi hyvin pitkälle-baabelinalkyn laikullisten gabrojen silikaattifaasin kaltainen. Kemialliset koostumukset (taulukko 4 analyysit n:o 5 ja 6) vastaavat erittäin hyvin Baabelinälkyn laikullisia gabroja (taulukko 4 analyysit n:o 2 ja 3)-

62 Kuva 17. Emaksisen juonikiven mikrorakenne. Kuvan oikeassa reunassa on poikiliittinen ortopyroksenirac ja vasemmassa reunassa plagioklaasi-augiittimatriksia. Nikolit +, suurennus 53-kertainen. Rometölvas. Kuva 18. Skapoliitin osittain svrjayttäma cumulusplagioklaasirae. Oikeassa yläreunassa sulfidiosue. Laikullinen gabro. Nikolit +, suurennus 53-kertainen. Rometölvas.

63 I l m e n o m a g n e t i i t i n m ä ä r ä n k a s v u Vastaavalla tavalla kuin Baabelinalkyssa tavataan Rometölvaan laikullisessa gabrossa ilmenomagnetiittia, joka lähes poikkeuksetta on muuttunut niin pitkälle, että vain ilmeniittilamellit ovat osittain sailyneet. Useissa tapauksissa muuttuminen on täydellistä, jolloin muuttumistuloksena tavataan. leukokseenia ja biotiittia. Ilmenomagnetiitin määrä Rometöl-.,... vaalla on hiukan pienempi kuin BaabelinälkyssS. Rometölvaalla tavataan Baabelinalkyn sulfidiaineesta poiketen sulfideja useammassa eri kerroksessa. Joissakin tapauksissa (liite 31 näyttavat sulfidit liittyvän välittömästi emaksis- ten. juonten. alapuolelle. Osa sulfidikerroksista sijaitsee kuiteqkin useiden metrien etäisyydellä lähimmästa emäksises- ta juonikivestä. Esimerkiksi molemmissa kairanrei'issä, jotka tosin ovat hyvin lähekkäin, on lähin emaksinen juoni noin kuu- si metriä rikkaimman sulfidikonsentroituman yläpuolella. Sel- vänä Baabelinälkyn sulfidiaiheesta poikkeavana piirteenä voi- daan pitää sulfidien esiintymistä vähäisessä määrin myös emaksisissa juonissa. Näissä sulfidit ovat selvästi karkeam- pirakeisissa osueissa, joista osa on ilmeisesti emaksisen juo- nen ja gabron hybrideja. Myös näissä liittyvät sulfidit laik- kuihin. Laikkujen silikaattifaasissa on kloriitin ja vihreän sarvivalkkeen osuus suhteellisesti suurempi kuin laikullises- sa gabrossa. Silikaatteihin verrattuna ovat seka magneetti-

64 kiisu että varsinkin kuparikiisu vierasmuotoisia (kuva 19). Sulfidiparageiieesissa on Rometölvaän laikullisten gabrojen sulfidiparagenecsiin verrattuna hiukan enemmän pentlandiittia ja kuparikiisua. Kolmantena oleellisesti poikkeavana piirteenä Raabelinalkyn ja Rometölväan sulfidiaiheiden välillä on magneettikiisun runsaampi esiintyminen viimeksimainitussa. Varsinkin laikullisicsa gabroissa on magneettikiisu usein runsaimmin esiin-. tyvä malmimineraali. Yhdessä emäksisesta juonesta olevan näytteen sulfidifaasista ei löytynyt magneettikiisua. Myös Rometölväälla esiintyvät sulfidit suurimmaksi osaksi vaaleiden laikkujen yhteydessä. Baabelinalkyn esiintymistavasta poiketen ne saattavat joskus esiintyä paitsi laikkujen keskellä suurempina rakeina myös nauhamaisena hienompirakeisena reunuksena laikkujen ja muiden silikaattien rajalla. Lisäksi sulfideja tavataan etenkin uraliittirakeissa hyvin hienorakeisina sulkeumina. ~u~arikiisu: Kuparikiisu esiintyy poikkeuksetta hyvin vieras- muotoisina rakeina. Laikkujen yhteydessä se on, paitsi laikku- jen keskustassa muiden sulfidien yhteydessa, lähes ainoana ~nal- mimineraalina laikkujen ja muiden silikaattien välillä. Myös- kin uraliitissa tavattavat pienet suotaumamaiset sulfidisul- keumat ovat suurimmaksi osaksi kuparikiisua. Joskus varsinkin emaksisten juonten yhteydessa kuparikiisu on kapeana nauhana magneettikiisurakeiden ympärillä. Magneettikiisussa tavataan yleisesti kuparikiisua sulkeumina ja kapeina luiroina. Kupa- rikiisu muodostaa joskus kirjorakennetta rikkikiisun kanssa. Taulukossa 8 analyysit n:ot 5-9 ovat Rometölvliän kuparikii- suista.

65 Pentlandiitti: Pentlandiitin esiintymistapa on lähes täysin vastaava kuin Baabelinalkyn rnagneettikiisua sisaltavissa sulfidiparagcneeseissa. Poikkeavana piirteenä voidaan pitää hiukan runsaampaa magneettikiisuissa lamelleina olevan pentlandiitin maaraä (kuvat 20 ja 23). Joissakin tapauksissa muodostaa pentlandiitti nauhamaisia osueita magneettikiisurakeiden välissä. Rikkikiisurikkaissa parageneeseissa tavataan joskus pentlandiitin ja rikkikiisun kirjorakennetta, jossa rikkikii-... su on kapeina nauhamaisina osueina pentlandiitissa. Muuttumistuloksena tavataan, kuten Baabelinalkyssä, violariittia. Muuttuminen alkaa rakeiden reunoil-ta ja raoista. Erilliset pentlandiittirakeet näyttavat muuttuvan helpommin kuin magneettikiisussa lamelleina esiintyvät (kuva 20). Taulukon 9 analyysit n:ot 5-8 ovat Rometölvaän pentlandiiteista. Ni-pitoisuus on hiukan pienempi kuin Baabelinälkyssa vaihteluvalin ollessa 35,2-40,O painoprosentin välillä. Näytteen n:o-8 kobolttipitoisuutta 3,11 painoprosenttia voidaan pi.taa poikkeuksellisen korkeana. Pentlandiittien koostumuksen, mineraaliparageneesien ja sulfidifaasin kemiallisen koostumuksen välisiä riippuvuuksia tarkastellaan myöhemmin. Magneettikiisu: Baabelinalkyn sulfidiparageneesista poiketen - tavataan kaikissa Rometölvaan tutkituissa sulfidiparagenee- seissa yhtä lukuunottamatta magneettikiisua ja useimmin, var- sinkin laikullisissa gabroissa se on runsaimmin esiityva sul- fidimineraali. Kuitenkin Rometölvaän sulfidifaasin Ni+Cu-pi- toisuus on huomattavan suuri. Magneettikiisu esiintyy yleen- sä alle yhden millimetrin suuruisina vierasmuotoisina rakeina. Magneettikiisu on laikkujen yhteydessä keskittynyt lähinnä

66 Kuva 19. Emaksisessa juonikive'ssa olevan sulfidilaikun mikrorakenne. 1 nikoli, suurennus 100-kertainen. Rometölvas. Kuva 20. 0sittai.n violariittiutunut erillinen pentlandiittirae seka pentlandiitin suotaumalamelleja magneettikiisussa. 1 nikoli, suurennus 32-kertainen. Roinetölvas.

67 laikkujen keskustaan, jossa sen raekoko on suurempi kuin laikkujen reunaosissa esiintyessäan. Usein magneettikiicu sulkee siszansa poikilii,ttisesti sil.ikaatteja etenkfin emaksisiss3. juonikivi.ss3 esiintyessssn. Sulkeumina magneettikiisussa tavataan yleisesti kuparikiisua, toisaa1t.a magneettikiisu on usein puolestaan kuparik'iisussa sulkeunina. Pentlandiittisuotauinat alkavat kuten Baabelinalkyssä rakeiden reunoilta ja raoista. Ne ovat kuitenkin usein yhtenäisiä ja. - pitempiä ja niitä on yleensä runsaammin. Taulukossa 10 edustavat analyysit n:ot 4-7 Roinetölvaan rnagneettikiisun mikroanal.ysaattorilla mäari-tettyja koostuinuksia. Kemiallisen koostumuksen perusteella ainoastaan näyte n:o 4 vastaa monokliinisen magneettikiisun koostumusta. Naytteen n:o 6, joka röntgendiffraktiomaärityksen perusteella on osaksi heksagonista, koostumus ei oleellisesti poikkea näytteiden n:o 1, 3 ja 5 koostumuksista. suoritettujen röntgendif fraktiomääritysten mukaan ovat kaikki tutkitut Rometölvaan magneettikiisut yhtä näytettä lukuunottamatta pelkästään monokliinisia. Kaksiosaisten intensiteetiltaän yhtä suurten 408 ja 408 pintojen aiheuttamien heijastus- ten piikkien keskipiste vaihteli välillä 2,0552-2,0582 A, jo- ten kyseessä on todennäköisesti puhdas monokliininen magneettikiisu (Arnold 1966). Naytteessa B-7 s , joka on emaksisestä juonesta ja paikasta, jossa sulfidiparageneesissa tavataan kubaniittia, on osa magneettikiisusta mahdollisesti heksagonista. Naytteen diffraktiokuva on tosin selvästi kaksiosainen, mutta d-arvot 2,0613 ja 2,0582 A ovat liian suuria ollakseen puhtaan monokliinisen magneettikiisun aiheuttamia.

68 - Rikkikiisu: Rometölvaan sulfi.dj.parageneesissa on rikkilkiisun osuus l~uomdttavasti pienempi kuin Baabelinalkyscä. Noin kol- masosacsa tutkitui.sta näytteistä tavataan rj.l:kikiisua ja vain muiitamassa se voidaan lukea p3asulfidirnineraaliksi. Ku- ten BaabelinalkyssZ, esiintyy suurin osa rikkikiisusta eril- lisinä repaleisina rakeina silikaattien yhteydessä. TSmZn li- saksi sitä tavataan muiden sulfidien, usein magneettikiicun, yhteydessä epämaaraisinä hyvin hier~orakeisina osueina. Rikki- kiisurikkaammissa parageneeseicsa rikkikiisu muodostaa kirjo- rakennetta seka kuparikiisun että pentlandiitin kanssa, mikä on poikkeava piirre Baabelinalkyn esii-ntymäan verrattuna. Edelleen ilmeisesti pintarapautumisen tuloksena syntyneenä tavataan magneettikiisun raoissa melnikoviittipyriittia. Sa- moin pintarapautumisen tuloksena tavataan markasiittia, joka edelleen on muuttunut limoniitiksi. Kubaniitti: Baabelinälkysta poiketen tavataan joissakin Rometölvaan sulfidiparageneeseissa kubaniittia. Sivukivenä on tällöin joko emaksinen juonikivi tai tämän ja laikullisen gabron kontaktivyöhyke. Laikkujen silikaattimineraaleina tavataan kubaniitin esii'ntyessä etupäässä skapoliittia ja hiukan sarvivalkettä, karbonaattia ja kloriittia. Pistasiitin osuus on erittäin pieni. Emäksiset juonikivet, joissa kubaniittia tavataan, ovat hyvin terveitä, jopa pyroksenit ovat säilyneet paikoin lähes muuttumattomina. Kubaniitti esiintyy melkein poikkeuksetta kuparikiisun yhteydessä. Useissa tapauksissa se on kuparikiisussa lamelleina (kuva 21) tai lamellimaisina osueina. Toisaalta saattaa kubaniitissa olla lamelleina kuparikiisua. Kolmas esiintymis-

69 tapa on kubaniitin pienet sulkeumat kuparikii.cussa. Joskus ku- baniittia tavataan kuparikiisun ja magneettikiisun välissä epämaäraisina rakeina. Taulukossa 17 on emäksisen juonen ja laikullisen gabron kontaktissa olevan kubaniitin mikroanalysaattorilla mäaritetty kemiallinen koostu~nus (analyysi n:o 1). Merkillepantavaa on korkea nikkelipitoisuus. Vertailun vuoksi on laskettu stökiö-., metrisen kubaniitin koos-tumus (analyysi n:o 2). iii TAULUKKO 17. Kubaniitin kemiallinen koostumus. Cu, Fe Ni Co Zn S IYht, ) Kubaniitti, emäksisen juonen ja laikullisen gabron kontakti. B-6 s , Rometölväs. 2) Stökiömetrinen CuFeZS3. ~ioi'ariitti: - Rometölvaällä näyttää pentlandiitin muuttuminen rajoittuvan lähes yksinomaan pintarapautumiseen. Muutama-ssa kairausnäytteessä on alkavaa violariittiutumista (kuva 20), joka ei ilmeisesti liity rapautumisilmiöihin. Mackinawiitti: Mackinawiittia on tavattu vain hyvin vähaisessa määrin ja se esiintyy kuparikiisun yhteydessä usein hiukan lamellimaisina sulkeumina. Mackinawiitti esiintyy useimmin parageneeseissa, joissa tavataan myös kubaniittia. Kobolttihohde: Magneettikiisussa tavataan satunnaisesti hiukan anisotrooppisia hyvin omamuotoisia ja usein heikosti vyöhykkeellisiä sulkeumia (kuva 22), jotka koostumuksensa perusteella on identifioitu kobolttihohteeksi (taulukko 18). '

70 Kuva 21. Kubaniittilamelli kuparikiisussa. 1 nikoli, suurennus 640-kertainen. Rometölväs. Kuva Y. Vuorelainen. Kuva 22. Omamuotoinen kobolttihohdesulkeuma magneettikiisussa. 1 nikoli, suurennus 320-kertainen. Rometölväs.

71 TAULUKKO 18. Kobolttihohtecn kemiallinen koostumus Laskettu kaava (Co, Ni, Fe) As0,86 S0,95 Xobolttihohde, laikullinen gabco. B-7 s , Rometölväs. Kovelliitti: Rometölvaalla liittyy kovelliitti ainoastaan pin- tarapautumiseen. Borniitti: Borniittia on tavattu ainoastaan satunnaisesti yh- --- dessa naytteessa, jossa magneettikiisun osuus on hyvin pieni. Sinkkivälke, lyijyhohde ja hopcapentlandiitti esiintyvät ak- sessorisina vastaavalla tavalla kuin Baabelinalkyssä. Hessiittiä tavataan etupäässä palladiummineraalien kanssa usein magneettikiisun yhteydessä (kuva 23). Kuva 23. Magneettikiisu, jossa runsaasti pentlandiittisuotaumia. Kuvan keske1l.ä ruskeanharmaa hessiittirae ja tämän alapuolella merenskiittirae. 1 nikoll, suurennus 480-kertainen. Rometölvas, Kuva Y. Vuorelainen.

72 Platinaryhn!än mineraalit : Kuten BaabelinälkyssS ovat myijs Ro- metölvä~!.la mer~iiskiitti (1:uva 23) ja michcneriitti yleisiminät palladiumrr,ineraalit. Taman lisäksi tavataan froodiittia (PdBi2) (Y. Vuorelainen, suullinen tiedonanto). Ainodna platinamine- raalina, kuten Baabclinalkyssa, tavataan sperylliittia. Wehrliittiä (RiTe) on tavattu yksi rae (Y. Vuorelainen, suul- 1.inen tiedonanto).

73 B A A B E L I N A L K Y N J A riome'rö1,viian S U L F I D I A I H E I D E N Y M P A R I S T Ö N S I -.. L I K A A T T I F A A S I E N K I T E Y T Y M I S E N T A R K A S T E L U Kiteytymisessa voidaan tarkastella kolmea eri vaihetta. Nais- ta ensimmaisessa vaiheessa on kiteytynyt kerrososan pyrokseni- gabro IV BaabelinalkyssS ja sitä vastaava kivilaji Rometöl- -, vaall-a. Näiden kiteytyrnisessa on cumulusplagioklaasi ja suu- rin osa intercumulusaugiittia ollut kiteytyneenä ennen emäk- sisen juonen tunkeutumista. Kiteytymisasteessa on ollut ero- ja, jotka esimerkiksi Rometölv~3lla tulevat jossain maarin korostuneina faasikontakteina esille laikkujen vaalean mate- riaalin runsaampana määränä. Pyroksenigabro 1V:ssa tavattava granofyyrinen albiitin ja kvartsin yhteenkasvettuma ja osa augiittia eivät ole olleet kiteytyneita emaksisen juonen tun- keutuessa. Ilmeisesti tämän intercumulusmagman loppuvaiheen osaksi sulana oleminen on ollut syynä emaksisen juonen aset- tumiselle kerrosmyötaisesti. Leikkaava juoni olisi täten ta- vattuaan sopivan kerroksen, joka intercumulusmagman vuoksi muodosti selvän heikkousvyöhykkeen, asettunut kerrosmyötai- seksi. Pyroksenigabro IV:n ja vastaavan Rometölvaan pyrokse- nigabron kiteytymisen alkamislampötila on ollut suurinpiir- tein puolivalissa aikaisemmin (SS rajattuja 1200 ja 1120~~ lämpötiloja ja ph20 on ollut plagioklaasin omamuotoi- suudesta päätellen hyvin alhainen. Toisena vaiheena ajallisesti voimme tarkastella emaksisen juonikiven kiteytymistä. Emaksiset juonikivet ovat kontaktien raitaisuuden perusteella saattaneet olla jo osittain kitei-

74 sia tunkeutuessaan paikoilleen. Rometölva2llä, jossa muuttu- minen on vahaisempiiii, vaihtelee emäksisen juonikiven kokoki- vianalyysien ~e0/feo+~g0 välillä 0,37-0,40. Tilleyn et al. (1964, s. 95) taulukon mukaan alkaa näin emaksisen kiven kiteytyminen noin 1400~~ lämpötilassa. Kiteytyminen on alkanut mikroskooppisten havaintojen mukaan pienessa ha- pen osapaineessa (s. ), joka on kiteytymisen kuluessa noussut siina määrin, että myös kromiittia tavataan satun- '. -. naisesti ja ensi.mmaisenä silikaattina kiteytyneen plagio- klaasin kiteytyminen on keskeytynyt ja jatkunut uudell-een ortopyroksenin kiteytymisen jälkeen. Baabelinalkyssä, jossa volatiileja on ilmeisesti ollut runsaammin, on kiteytyminen alkanut samalla tavalla mutta ilmeisesti etupäässä sekundaarisesta hydrotermisesta muuttumisesta johtuen tavataan nyt runsaasti kloriittia ja jopa kvartsijuonia. Kokonaisuutena pieni raekoko, augiittien selvä koostumusvaihtelu. ja ilmeisen vähäinen kontaminaatio ympäristön kanssa viittaavat nopeaan ja suhteellisen korkeassa lämpötilassa tapahtuneeseen kiteytymiseen. Kolmantena tarkastelunkohteena on laikkujen silikaattifaasien tarkastelu. Laikkujen materiaalin muodostaa osaksi pyroksenigabrojen kiteytymatön intercumulusfaasi. Tämän lisäksi siina on uuden emaksisen pulssin mukana tullutta vo- latiilimateriaalia, joka ilmeisesti osaksi on sa- masta lähteestä kuin emaksisen juonikiven materiaali, mutta osaksi peräisin alempien kerrososien interc~umulusfaasista. Primaaristi ei emaksinen uusi pulssi emäksisen juonen kiteytymisesta päätellen ole ollut märkä tai ainakin sen H20/H2-suhde on ollut pieni (kuva 24). Laikkujen kiteytymi-

75 nen on, kuten myöhemmin todetaan, alkanut spinellin kitcyty- misella. Laikkujen sililcaattifaasin kiteytyminen näyttää mik- roskooppisen tarkastelun perusteella alkaneen sarvivalkkeel- lä, jonka ei voida missään t-apauksessa katsoa olleen tasa- painossa primaaripyroksenien kanssa. Verrattaessa uraliitin ja laikkujen sarvivalkkeen nikkelipitoisuuksia voidaan sen todeta olevan viimeksimainitussa moninkertainen. Myös tämän perusteella on nikkelirikas sulfidisula ollut läsnä sarvivälk- keen kiteytyessä. Yoderin ja Tilleyn (1962) "high alumina" -basaltteja koskevien tutkimusten perusteella systeemissä "high aluminal'-basaltti + vesi amfiboli on pysyvä faasi vie- lä 1000~~ 1Z.mpötilan yläpuolella vähintään 2 kilobaarin ve- 0 sihöyrynpaineessa. Plagioklaasin pysyvyysalue 1000 C lampö- tilassa vastaavissa olosuhteissa on alle 3 kilobaaria. Tur- nerin ja Verhoogenin (1960) mukaan biotiitin pysyvyysaluet- ta koskevassa diagrammissa tulee biotiitti magnetiitin ja kvartsin läsnäollessa pysyväksi noin lämpötilassa ~ ~ ja.. 3 kilobaarin ph20:ssa. Laikullisen gabron reunaosissa tavat- tavan laikkujen biotiitin perusteella on biotiitti ollut lai- kuissa primaaristi kiteytynyt kiillemineraali, joka on edel- leen muuttunut kloriitiksi. Epidoottia tavataan seka erilli- sinä rakeina että laikkujen kanssa kontaktissa olevan cumu- lusplagioklaasin muuttumistuloksena. Koostumukseltaan molem- mat epidootit ovat pistasiittisia. Rometölvaan rikkipitoinen skapoliitti on ilmeisesti plagio- klaasin muuttumistulos. Skapoliitin muodostumisajankohtaa tarkastellaan myöhemmin. Laikkujen silikaattifaasi on kiteytynyt korkeassa ph20:ssa, jonka suuruus kokeellisen tutkimuksen valossa on ollut ker-

76 taluokkaa 2-3 kilobaaria. Tamä olisi selvästi suurempi kuin kerrososan kiteytyessä vallinnut kokonaispaine. Pienen may- mamääran suljetussa tilassa tapahtuvassa kiteytymisesski näin suuri pääasiassa veden osapaineesta ailieutuva kokonaispaine on ilmeisesti mahdollinen. Kiteytymisen kuluessa on paine todennäköisesti kasvanut. Cumulucpl.agioklaasin osittainen rikkoutuminen saattaa olla seurausta tästä paineenkasvusta. Kiteytyminen on alkanut noin 1000~~ lämpötilassa ja loppu-,. lämpötila on ollut hyvin matala. Pegmatiittiset kvartsi-epi- dootti-kloriittiosueet ja ilmenomagnetiitin muuttuminen bio- tiitiksi ja leukokseeniksi ovat osoituksena hyvin pitkään jatkuneesta autometasomaattisesta muuttumisesta. Yhteenvetona voidaan todeta sulfidimineralisaation ympäris- tössä olevan kolme keskenään epätasapainossa olevaa sili- kaattifaasia.

77 B A A B E L I N Ä L K Y N J A ROMETÖLVl'iAN O K S I D I F A A S I E N S Y N N Y N T A R K A S T E L U Rometölvaallä esiintyy emäksisessä juonikivessa satunnaises- ti kromiittia. Emäksinen juonikivi on kemialliselta koostumuk- seltaan poikkeuksellisen kromirikas (taulukko 3). Keskiarvoksi voidaan arvioida noin 2000 ppm. Hill ja Roeder (1974) ovat to- denneet kromin määrän kasvun suurentavan spinellin pysyvyys- -, aluetta merkittävasti. Vaikkakaan heidän kokeissaan ei ole käytetty näin suuria kromipitoisuuksia, voidaan joka tapauk-- sessa todeta, että korkeassakaan lämpötilassa ei hapen fugasi- teetti ole ollut suurempi kuin 10-1 satunnaisen kromiitin kiteytyessä (op.cit. s. 724). Jo silikaattifaasien kiteytymisen yhteydessä todettiin, että hapen fugasiteetti on ilmeisesti vähitellen noussut sulfidimineralisaatioiden ympäristössä. Veden vaikutusta hapen fugasiteettiin on tutkittu runsaasti (Osborn 1959, Eugster ja Wones 1962, Hamilton, Burnham ja Osborn 1964, Preshnall 1966). Preshnallin (1966) mukaan jo 1,25 painoprosenttia vettä ba- salttisessa magmassa, jonka FeO-pitoisuus on 10 %, riittää hapettamaan kaiken raudan Fe203:ksi. Vedyn diffuntoituminen ei kuitenkaan siitä huolimatta, että se on suurempi kuin ve- dellä ja hapella, ole riittävän suuri raudan täydelliseen ha- pettamiseen (Hamilton, Burnham ja Osborn 1964). Kun magnetiit- ti alkaa kiteytyä, muodostaa mineraaliparageneesi magnetiitti- kvartsi-ferrosiliitti hapen fugasiteetille puskurin, joka 1100~~ lämpötilassa puskuroi f02 :n noin 10-9'5:ksi (kuva 24). Jos magma sisältää jonkin verran kromia ja kiteytyva mineraa- li on magnetiitti-ulvöspinelli, on hapen fugasiteetti jonkin

78 verran alhaisempi (MacLea1-i 1969, Hj 1 1. Ja Rocclcr 1974). Niin kauan kuin magnetiittia kiteytyy, pysyy hapen Eugasitectti puskuroituna tietylle maksirnita~ol~c, joka on riippuvainen lämpötilasta ja vallitseva tasapaino dissosioituvien veden ja hiilidioksidin, -monoksidin ja rikkioksidin seka kitcyty- van spinellin välillä aiheuttaa sulan köyhtymi-sen Fe0:n ja Ti02:n suhteen. TEMPEHATURE.C Kuva 24. Hapen fugasiteetin logaritmien (f02) ja absoluuttisen lämpötilan kaänteisarvojen (104/~) välinen riippuvuus. Kuvassa esitetyt puskurit ovat: HM = hematiitti-magnetiitti, QFM = kvartsi-fayaliittimagnetiitti, MW = magnetiitti-wiistiitti ja QWI = kvartsi-fayaliitti-rauta. Diagrammin on konstruoinut MacLean (1969) useista eri tutkimuksista. Kokeellisten tutkimusten (Naldrett 1969, MacLean 1969), tulivuoritutkimusten (Skinner ja Peck 1969) seka sudburyn massiivisia sulfidimalmeja koskevien tutkimusten (Hawley 1962) perusteella syntyy kohtalaisen korkeassa hapen osapaineessa sulfidisulan sijasta sulfidioksidisula. Kuitenkin esimerkik-

79 si Skinner'in ja Peck'in (1969) tutkimusten mukaan sulfidioksidisulasta kiteytynyt magnetiitti ei Havaijin Alaen tulivuoren naytteissa sisältänyt lainkaan titaania, vaikka ympäröivän lasin Ti02-pitoisuus oli 4 painoprosenttia. Toisaalta Naldrett'in ja Kullerud'in (1967) tutkimusten mu- kaan Sudburyn Stratchonan kaivoksen pirotemalmin yhteydessä tavattu magnetiitti, jonka on tulkittu kiteytyneen suoraan, - '., -. silikaattisulasta, sisälsi joissakin naytteissa 25 tilavuus- prosenttia ilineniittia. Sitävastoin massiivisten malmien mag- netiitissa ei ilmeniittia tavattu. Edellä esitetyn tarkastelun ja mikroskooppisten havaintojen perusteella on Baabelinalkyn ja Rometölvaan magnetiitti-ulvö- spinelli kiteytynyt suoraan laikut muodostaneesta silikaatti- sulasta sen ensimmäisenä faasina. Kiteytyminen on alkanut noin 1100~~ lämpötilassa. Myöhempi autometasomaattinen muuttuminen osoittaa, että vet-- ta on ollut ylimäarin raudan hapettamiseen. Autometasomatoosissa on magnetiitti-ulvöspinellista jo suotautuneen ilmenomagnetiitin magnetiittikomponentti muuttunut ensiksi biotiitiksi ja usein myös ilmeniitti on täysin muuttunut leukokseeniksi. Muuttumisesta huolimatta on suurin osa ilmenomagnetiitista nykyisessä asussaan kuitenkin helposti identifioitavina skeletteina.

80 B A A B E L I N A L K Y N J A R O M E T Ö L V A X N S U L F I D I F A A S I E N T A R K A S T E L U ',. SULFIDIFAASIEN KEMIALLINEN KOOSTUMUS Sulfidifaasin mineralogisen kuvauksenyhteydessä kävi jo ilmi, että Baabelinälkyn ja Rometölvaän sulfidifaasit poikkeavat normaaleista nikkeli-kuparimalmeista magneettikiisun puuttumisen tai vähäisyyden suhteen. Toisena selvänä erona voidaan pitää kuparikiisun suurta mäarää verrattuna pentlandiittiin. Edellä kuvattujen piirteiden selvittämiseksi tarkemmin on analysoitujen rikki- sekä sulfidifaasin Ni-, Cuja Co-pitoisuuksien pohjalta määrätty,laskennallisesti sulfidifaasin määrä ja kokonaiskoostumus. Ni-, Cu- ja Co-pitoisuudet sulfidifaasissa on määritetty käyttäen erikoisliuotusta. Sulfidifaasin laskemisessa on magneet-kikiisun koostumuksena, kaytetty Fe7S8:aa, pentlandiitin koostumus on laskettu näytteen B-4 s pentlandiitin mikroanalysaattorituloksen (taulukko 9 analyysi n:o 3). perusteella, koska pentlandiitin koostumu,smäärityksiä ei ole ollut riittävästi. Nikkelirikkaiden parageneesien rautapitoisuus on tästä johtuen hiukan liian suuri. Kuparikiisun koostumuksena on kaytetty stökiömetrista CuFeS2:a. Osa Baabelinälkyn sulfidifaaseista, joissa mikroskooppistenkin havaintojen perusteella todettiin olevan alimäärin rautaa mineraaliparageneesiin pentlandiittikuparikiisu, on laskettu siten, että ensiksi on laskettu nikkeli pentlandiitiksi ja tämän jälkeen kupari ja jäljellä oleva rikki on laskettu kuparikiisuksi ja borniitiksi. Muut sulfidifaasin koostumukset on laskettu siten, että ensiksi on

81 1asket.t~ pentlandiitti ja kuparikiisu ja jäljelle jaanyt rik- ki on laskettu Fe7S8:ksi. Rikkikiisun mäara on yleensa niin pieni, että merkittävää virhettä ei synny. Mikäli osa mag- neettikiisuksi lasketusta rikista laskettaisiin rikkikii- suksi, tulisi sulfidifaasin rautapitoisuus hiukan pienernrnäk- si ja Ni- seka Cu-pitoisuudet vastaavasti kasvaisivat. Rome- tölvaän naytteen B-7 s sulfidifaasi on 3.64 % rikkipuutteinen mineraaliparageneesille pentlandiitti-kupa-,., rikiisu. Samalta analyysiväliltä olevan naytteen on mikros- kooppisen tarkastelun perusteella todettu sisältävän kupari- kiisun ja pentlandiitin lisäksi kubaniittia ja lähellä ole- van naytteen magneettikiisu on d-arvojen perusteella osaksi heksagonista, mitkä kaikki viittaavat sulfidifaasin rikki- puutteisuuteen. Taulukossa 19 on edellä kuvatulla tavalla lasketut sulfidi- faasien koostumukset Baabelinälkyn kahdesta kairanreiasta seka yhdestä Rometölvaan kairanreiasta seka taulukossa 20 magneettikiisun, pentlandiitin, kuparikiisun ja borniitin lasketut määrät painoprosentteina sulfidifaasissa. Koboltti on laskettu kokonaisuudessaan pentlandii'ttiin. Baabelinalkyn sulfidifaasin voidaan todeta olevan selvästi nikkelirikkaarnrnan ja hiukan kuparirikkaamman kuin Rometöl- vaan sulfidifaasi. Baabelinälkyssa vaihtelee Ni-pitoisuus (13.66) painoprosentin ja kuparipitoisuus (26.32) painoprosentin välillä. Vastaavat arvot Rome- tölvaalla ovat (5.71) ja (16.57). pai- noprosenttia. Suluissa olevat arvot ovat painottamattomia pitoisuuksien keskiarvoja. Rometölvaän skapoliittiin sisälty- vä rikki tulee edella esitetyn laskutavan perusteella laske- tuksi sulfidifaasiin, mikä hiukan alentaa sulfidifaasin kupa- ri- ja nikkelipitoisuuksia.

82 v v v v v v v v v v v m m m b N N b b m m m m m m m m mm mm~aad oo~~~oooooooooo , v v v v v v v v v v d.d U C>.d - d a 5 d U E a I 2.rl.d s.d k (d a 3 Y a, d d. d II) aj aj C ffl M (d k (d a -4 d (d cd k a, C.d E R * a m z rd rl 24 ril. rl $4 C V) rd (d W.d u - d W rl 3, X

83 TAULUKKO 20. Paäsulfj-dimineraalien procentuaaliset määrät Baabelinalkyn ja Roinetölv22in sulfidifaaseissa. 1 Analyysiväli B B Magneet-, tikiisu - - Pentlan- 1 Kupari- / Bor- 1 diitti ' kiisu niitti j F / ' B B B B i - I B ! - I B B B B B B B B B B B B B B ,

84 Tarkasteltaessa nikkelin ja kuparin keskinäisiä paljoussuhteita voidaan todeta Baabelinälkyn sulfidifaasin olevan Rometölvaan sulfidifaasia hiukan Ni-rikkaamman. Baabelinalkyn Ni/Cu-suhde vaihtelee välillä (painottamaton keksiarvo 0.527) ja vastaavasti Rometölvaallä on vaihtelu välillä (k.a ). Baabelinälkyn kairanreikä B-4:n Ni/Cu-suhteissa on havaittavissa mielenkiintoinen vaihtelu lähtien ylimmästä naytteestz. - ( ), joka sijaitsee välittömästi emaksisen juonen alapuolella. Ni/Cu-suhde on aluksi pieni kasvaen juonen keskelle mentaessa, jossa tavataan korkein analysoitu Ni/Cu-suhde ja laskien jälleen alaspäin mentaessa. Vaihtelun on tulkittu liittyvän sulfidifaasin kiteytymistapahtumaan ja tähän palataan sulfidifaasin kiteytymisen tarkastelun yhteydessä. Pt- ja Pd-pitoisuuksien vaihtelussa on todettavissa selva ero verrattaessa Baabelinalkyn reikien B-1 ja B-4 pitoisuuksia,,,kairanreika B-1:ssa ovat suurimmat Pt- ja Pd-pitoisuudet valittömasti emaksisen juonikiven alapuol.ella. Reiassa B-4 on puolestaan kohtalainen pitoisuus emaksisen juonen alapuolella laskien selväksi minimiksi analyysivälillä, jossa on korkea Ni/Cu-suhde, ja nousten tämän alapuolella selvästi korkeammaksi. Jos tarkastellaan suhdetta Cu+Ni/Pt-metallit, voidaan todeta selva vaihtelu siten, että B-1:n näytteissä suhde on pienin valittömasti juonen alapuolella ja B-4:ssa suhde on puolestaan pienin juuri edellä mainitun Ni/Cu-suhteensa puolesta poikkeavan analyysivälin alapuolella. Pt- ja Pdpitoisuuksia kontrolloi ilmeisesti voimakkaammin kuin Ni- ja Cu-pitoisuuksia etäisyys emaksisestä juonikivestä. Merkitta-. vana piirteenä on pidettävä myös selvää rikastumista poikkeuksellisen pentlandiittirikkaan kerroksen alapuolelle.

85 Nikkeli-kuparimalmien tutkimusten yhteydessä ovat useat tutkijat huomanneet selvän korrelaation malmien sulfidi-faasin nikkelipitoisuuden ja ~i/cu-suhteen seka sivukiven välillä. Wilsonin (1953) mukaan sulfidifaasin Ni-pitoisuus on peridotiiteissa ja serpentiniiteissa korkein maksimipitoisuuden 01- lessa 7-10 %. Pyrokseniiteissa vastaava Ni-pitoisuus sulfidi- faasissa on noin 5 % ja noriiteissa 2,6-6,5 8, dioriiteissa noin 1 8 ja anortosiitissa 0,5 %. Wilsonin ja Andersonin.. (1959) kokoamien tietojen mukaan peridotiittien sulfidifaa- sin nikkelin maksimipitoisuus on 5,4-10 % ja noriittien 3-6,5 %. Häklin (1963) tutkimuksen mukaan, joka kasi'ttäa 25 intruusiota eri puolilla Suomea, sul-fidifaasin Ni-pitoisuus peridotiiteissa on 2,22-7,08, noriiteissa 0,68-8,02 ja gab- roissa 0,82-5,9. Haklin (op.cit.) tutkimusten mukaan nikkelin jakautuminen sulfidi- ja silikaattifaasin välillä on vakio tietyssä lämpötilassa, kun faasit ovat keskenään tasapainoi- sia. Papusen (1970) tutkimuksen mukaan on Kotalahden nikkeli-.. malmin sulfidifaasin Mi-pitoisuudella selvä korrelaatio sivu- kiveen siten, että peridotiiteissa se on 9,81, pyroksenii- teilla 9,19, perkniiteilla 8,41, gabroilla 5,90 ja diorii- teilla seka kvartsidioriiteilla 1,37. Nikkeli/kupari-suhteen on usein todettu karakterisoivan esiin- tymäa varsin hyvin. Wilsonin ja Andersonin (1959) mukaan Ni/ Cu-suhteet peridotiiteissa vaihtelevat välillä 3,30-1,4, no- riiteissa välillä 3,3-1,O ja gabroissa ja diabaaseissa va- lillä 1,7-0,4. Haklin (1963). mukaan Suomen peridotiittien yhteydessa esiintyvien nikkeli-kuparimalmien Ni/Cu-suhde on keskimäärin 6,4, pyroksenigabroissa vastaava suhde on 2,l ja amfiboligabroissa 2,9. Papusen (1970) tutkimuksen mukaan

86 edell%nainitussa Kotalahden nikkelimalmissa on Ni/Cu-suhde peridotiiteissa 3,39, pyrokseniiteissa 3,29, perkniiteissa 2,95, gabroissa 2,78 ja dioriiteissa seka kvartsidioriiteissa 0,89. Naldrett (1973). toteaa sul-fidisten nikkelimalmien,luokittelua ja geneesista koskevassa yhteenvedossa kupari/ nikkelisuhteessa olevan selvän vaihtelun sivukiven koostumuksen funktiona siten, että kuparirikkaat malmit ovat enäksisissa sivukivissa ja nikkelirikkaat puolestaan ultraemaksi-. -, sissa. Kerrosintruusioissa on sekä sulfidifaasin Ni-pitoisuuden että Ni/Cu-suhteen lasku siirryttäessä varhaisemrnista differentiaateista myöhaisempiin erittäin selvä. Chamberlainin (1967) tutkimuksen mukaan on Muskoxin kerrosintruusion sul-fideissa havaittava selva vaihettuminen nikkelirikkaasta sulfidifaasista intrusiivin pohjaosissa kuparirikkaaseen intruusion keskiosissa ja edelleen rautarikkaaseen yläosassa. Sulfidifaasin ja sivukiven silikaattifaasin Ni/Cu-suhteiden vaihtelulla on positiivinen korrelaatio. Bushveldin kerrosintruusion sulfidifaasissa (Liebenberg 1968 ja 1970) on pohjalta ylöspäin Siirryttäessä havaittavissa selvä pentlandi-i-- tin maaran lasku ja kuparikiisun maaran lisääntyminen. Kuparikiisun määrä on korkeimmillaan mineralisoituneessa anortosiitissa päämagnetiittivyöhykkeen alapuolella ja tämän yläpuolella kuparikiisun suhteellinen osuus pienenee magneettikiisun kustannuksella. Silikaattifaasin nikkelipitoisuus 13skee selvästi myöhaisemmissa differentiaateissa ja kuparlpitoisuus pysyy lähes vakiona laskien vain hiukan. Verrattaessa Baabelinalkyn nikkelipitoisuuksia edellä esitettyihin nikkeli-kuparimalmien pitoisuuksiin, voidaan to-

87 deta nikkelin maarän sulfidifaasissa olevan poikkeuksellisen korkean jopa verrattuna peridotiittienkin vastaaviin pitoi- suuksiin. Rometölvaan ni.kkelipitoisuus sitävastoin vastaa paremmin kirjallisuudessa esitetty-ja arvoja. Tarkasteltaessa Ni/Cu-suhteita huomataan seka Baabelinalkyn etta Rometölvaan sulfidifaasien vastaavan lahinna gabroissa, diabaaseissa, dioriiteissa ja anortosiiteissa tavattavia nik-.. keli-kuparimalmeja. Kerrosintruusioiden nikkeli-kupariminera- ' - lisaatioihin verrattaessa vastaava vyöhyke tavataan Musk0xi.n intruusion keskiosan nikkeli-rauta-kupari-sulfidifasieksesta. Muskoxin intruusion kerrostuneen sarjan keskiosan yläosassa tavataan kromiittisulfidikerros, joka muistuttaa huomattavas- ti Smithin (1962) mukaan Bushveldin intruusion Merensky Reefia. Kromiitti-sulfidikerros, joka esiintyy pyrokseniitissa, on cm paksu ja sisaltaa noin 50 % kromiittia seka 1-2 % pirotteena esiintyvää magneettikiisua ja kuparikiisua. Seit- semän analysoidun näytteen perusteella saadut keskimääräiset pitoisuudet ovat 0.25 % Cu, 0,15 % Ni, 15,3 % CrZ03, 0,l % V, 0,01 % Co, 0.40 ppn Pd, 0.16 ppm Pt. Nikkeli- ja kuparipitoi- suuksiensa ja N&/Cu-suhteensa perusteella vastaa Muskoxin kromiitti-sulfidihorisontti erittäin hyvin Baabelinälkyn ja Rometölvaan sulfidimineralisaatioita. Myöskin platinaryhnian metallien pitoisuudet ovat samaa kertaluokkaa, joskin Pt/Pd- suhde on pienempi Muskoxissa. Bushveldista ei ole täysin Ni/ Cu-suhteiltaan vastaavaa sulfidimineralisaatiota kuvattu (Liebenberg 1970). Merensky Reefin Ni/Cu-suhde, joka vaihte- lee yleensä välillä 1-3, on selvästi korkeampi kuin Baabelin- alkyn ja Rometölvaan vastaavat arvot mutta magnetiittihori- sonttien alapuolella olevat sulfidimineralisaatiot edusta-

88 vat Ni/Cu-suhteen perusteella, joka kahden analyysin keskiarvon perusteella on 0,21 (op.cit), jonkin verran my6haicempää differentiaatiota. Stillwaterin emäksisessa kerrosintruusiossa Montanassa tavataan kerrossarjan alaosassa bronzitiitissa useita päällekkäisiä kromiittikerroksia (Wager ja Brown 1968, Page 1971 ja- Page, Riley ja Haffty 1972). Näihin kromiittikerroksiin liittyy heikkoa sulfidimineralisaatlota ja lisaksi niissä on paikoin tavattu merkittäviä platinaryh- '.. -. män metallien konsentroitumia. Intruusion petrokemlallisen tutkimuksen (Bowes, Skinner W. R. ja Skinner D. L. 1973) perusteella edustavat nämä broi~sitiitit huomatt.avasti eniaksïsempia ja varhaisempia differentiaatteja kuin Baabelinälkyn ja Rometölvään sulfidimineralisaatioiden sivuki.vet. Baabelinälkyn ja Rometölvaän sulfidifaasien nikkelipitoisuuksista voidaan yhteenvetona todeta, että molemmat, ja etenkin Baabelinalkyn sulfidifaasi, ovat poikkeuksellisen nikkelirikkaita, jos tilannetta tarkastellaan malmiaiheiden sivukiven kannalta. Näin olisi tilanne siinäkin tapauksessa, että sulfidifaasi olisi tullut emäksisen juonen mukana. Nikkeli-kupari-suhteen kannalta puolestaan sulfidifaasia tarkasteltaessa on kuparin suhteellinen osuus poikkeuksellisen korkea jopa siinäkin tapauksessa, että sulfidifaasi olisi tasapainossa ympäristön uraliittigabron kanssa. ~áikullisissa gabroissa todettiin olevan kaksi erillistä silikaattifaasia. Pääosa silikaateista koostuu tummasta plagioklaasista ja uraliitista ja osan muodostavat laikkujen silikaatit; sarvivälke, kloriitti, pistasiitti, skapoliitti ja kvartsi. Nämä kaksi silikaattifaasia eivät ole tasapainossa keskenään.

89 Sulfidifaasien Ni/Cu-suhteiden perusteella ovat Rnahelinalkyn ja IZometölväan sulfidifaasit parhaiten tasapainossa laikkujen silikaattifaasien kanssa, mihin viittaavat myös mikroskooppiset havainnot. Poikkeuksellisen korkeisiin kupari- ja nikke- 1ipitoisuuksii.n palataan myöhemnin tarkastelt-aessa sulfidifaasien kiteytymista ja muodostumista.. - RIKIN ALKUPERÄ Nikkeli-kuparimalmien usein kiistanalaista rikin alkuperän selvittämistä varten on useista malmeista tehty rikki-iso- tooppitutkimuksia. Grinenko ja Grinenko (1968) ovat koon- neet 21 malmin rikki-isotooppikoostumusten jakautumistie- dot. Vertaamalla malmin ja ympäristön rikki-isotooppikoos- tumuksia voidaan rikin alkuperästä tehdä usein pitkällekin meneviä johtopäätöksiä. Esimerkiksi Norilskin (op.cit.) mal- min 'rikin huomattava rikastuminen 3 4 : n ~ suhteen 'on tulkittu johtuvan kipsi-anhydriittimuodosturnien aiheuttamasta konta- minaatiosta. Useimmissa malmeissa on rikki-isotooppikoostu- mus lähellä juveniilista ja vaihteluraja suhteellisen pieni. Muskox'in rikki on rikastunut 34~:n suhteen keskimäärin 5 /oo rikastumisen ollessa reunavyöhykkeessä voimakkaampaa kuin kerroksellisessa osassa (Sasaki 1969). Rikastuminen 34 S:n suhteen on yleisesti tulkittu johtuvan sivukivien aiheutta- masta kontaminaatiosta. Sudburyn alueen seitsemän eri kai- voksen malmien rikki-isotooppikoostumukset vaihtelevat vä- lillä +0,5-7,2O/00 painotetun keskiarvon ollessa +2, 1 /oo. Fraktioitumisen on Schwarcz (1973) tulkinnut mahdollisesti johtuvan 3 2 : n ~ suhteen rikastuneen kaasuf aasin poistumisella. 0

90 Baabelinalkyn ja Rometölvaan sulfidimineralisaatioiden rikin alkuperän selvittämiseksi on viiden Baabelinalkyn ja viiden Rometölva2n kairausnaytteen sulfidien seokcen rikki-isotoop- pikoostumus analysoitu (taulukko 21). Kuten taulukosta huo- mataan, on rikki-isotooppimääritysten 634~-arvojen keskiarvo +1,08 ja vaihtelu välillä +0,7 - +1,7. Koostumus on täten hyvin lähellä juveniilista ja analyysitulosten hajonta pie- '3 4 ni. Baabelinälkyn näytteiden 6 S-arvojen hiukan suurempi.., -. hajonta saattaa johtua sulfidifaasin voimakkaammasta sekun- daarisesta muuttumisesta aiheutuneesta fraktioitumisesta. TAULUKKO 21. Baabelinalkyn (B-1 ja B-4) ja Rometölvaan (B-7) sulfidiseosten rikki-isotooppikoostumukset. Näyte Laboratoriotunnus ' 634~ "/oo $ S-arvojen keskiarvo = + 1,08 standardihajonta S = 0.26

91 PENTLANDIITIN IZOOSTUMUKSEN 12IIPPUVUUS MINERAALIPAHAGENEESISTA Analysoiduissa pentlandi.ittien koostumuksissa voidaan havaita huomattava raudan ja nikkelin määrän vaihtelu Ni/Fe-suhteen vaihdellessa välilla 1,052-1,586 (taulukko 9). Tässä työssä tarkastellut pentlandiitit ovat suhteellisen Ni-rikkaita. Esimerkiksi Kotalahden ja Hituran pentlandiittien Ni/Fe-suh-.. de vaihtelee välilla 0,75-1,06 (Papunen 1970) ja Sudburyn 13 pentlandiitin Ni-pitoisuus vaihtelee Hawleyn (1962) mukaan valilla 34,12-35,75 painoprosenttia ja keskimääräinen Ni/Fesuhde on 1,087 (Naldrett, Craig ja Kullerud 1967). Luonnossa tavattavien pentlandiittien nikkelipitoisuus vaihtelee Misran ja Fleet'in (1973) mukaan 18 ja 34 atomiprosentin valilla luvulla on tehty useita tutkimuksia, joissa on todettu pentlandiitin koostumuksen vaihtelevan sulfidifaasin mineraaliparageneesin funktiona (Graterol ja Naldrett 1371, Harris ja Nickel 1972, Page 1972, Misra ja Fleet 1973). Myös Baabelinälkyn ja Rometölväan pentlandiittien koostumuksen on todettu olevan riippuvaisia sulfidimineraaliparageneesesista sekä sulfidifaasin kemiallisesta koostumuksesta. Taulukossa 22 on yhdistetty osa taulukoiden 9 ja 19 tuloksista ja lueteltu tarkastelun kannalta tärkeät mineraalit. Tarkasteltaessa taulukkoa 22 voidaan todeta pentlandiitin koostumusten vaihtelevan magneettikiisua sisältävissä parageneeseissa välillä 27,53-27,89, magneettikiisua ja rikkikiisua sisält~vissä parageneeseissa valilla 28,37-28,70 ja sisältävän pentlandiitti-rikkikiisuparageneesissa 29,38,

92 TAULUKKO 22. Pentlandiitin koostumus, mineraaliparageneesi ja sulfidifaasin koostumus. r I Pentlandiitin koostumus 1 gineraaliparageneesi, Sulfidifaasin koostumus - I l I l l J hpo?,rnpo,pn,~~k,~b B i 7.83 I 44.03~ i mpo,pn,cuk IB I ' mpo,pn,cuk,py B , mpo,pn,cuk,py B ' mpo,pn,cuk,py,cb pn,cuk,py 6, pn,cuk,ml,py pn,cuk,ml,bor ei anal. B B B I Numerointi vastaa taulukon 9 pentlandiittien numerointia. Mineraalit: hpo = heksagoninen magneettikiisu, mpo = monokliininen magneettikiisu, pn = pentlandiitti, cuk = kuparikiisu, cb = kubaniitti, py = rikkikiisu, ml = milleriitti, bor = borniitti.

93 pentlandiitti-milleriitti-rikkikiisuparaceesissa 30,74 ja pentlandiitti-millexiittiparageneecissa 31,32 atomiprosenttia nikkeliä. Sulfidifaasin kuparirikkaus ja kuparikiisun muuttuminen borniitiksi saattavat stabiloida pentlandiitin koostumusta. Tulokset sopivat hyvin Misran ja Fleet ' in (1973) kokoamiin pentlandiittikoostumuksiin, joissa mineraaliparageneesin hpo- -. mpo-pn pentlandiittien koostumus vaihtelee valilla 25,6-28,6, mpo-pn parageneeseissa vaihtelu on väli]-1s 24,O-29,2, mpo- py-pn parageneeseissa 27,3-28,4, py-pn parageneeseissa 29,3-32,4 ja py-ml-pn parageneeseissa 30,3-33,3. Mineraalilyhenteet ovat samat kuin taulukossa 22. Millcriitti-pentlandiittiparageneesista ei Misran ja Fleet'in (op.cit.1 mukaan ole koostumustietoja. Koostumus sijoittunnee joka tapauksessa pyriitti-milleriitti-pentlandiitti- ja milleriitti-heazlewoodiitti-pentalandiittiparageneesien väliin viimeksimainitun vaihdellessa välillä 33,l-34,2 at% Ni. Sulfidifaasin mineraaliparageneesin ja sulfidifaasin keinia1.- lisen koostumuksen välillä todettiin jo aikaisemmin olevan sellainen riippuvuus, että pentlandiittien koostumus muu.ttuu Ni-rikkaammaksi sulfidifaasin Ni-pitoisuuden kasvaessa. Ana- lyysivälin B-4 s ja pentlandiittien B-4 s (n:o 1 ja 2) Ni-pitoisuudet eivät ole sopusointuisia keske- nään. Tämä selittyy kuitenkin siten, että kohta edus- taa hyvin kiisurikasta vähemmän muuttunutta osuett.a, jossa on vielä jäljellä magneettikiisua, vaikk,a koko analyysivälin lac- kennallinen sulfidifaasi sisäl.tääkin huomattavan määran borniittia (taulukko 20)..

94 SULPIDIFAASIEN KITEYSYMINEN.. Tarkasteltaessa Baabelinalkyn ja Rometölvaan sulfidifaasien mineraaliparageneeseja ja näiden muodostumisolosuhteita ko- keellisen faasitutkimuksen avulla joudutaan tarkastelemaan systeemiä Cu-Fe-Ni-S. Kokeelliset tutkimukset eivat vastaa täysin luonnon olosuhteita, koska ne tehdaan lähes poikkeuk- setta suljetussa systeemissä tai pitämällä jokin muuttuja. - vakiona. Massiivisten sulfidimalmien osalta suljettu systee- mi saattaa antaa hyvinkin luotettavia tuloksia. Pirotemalmien sulfidifaasilla on sitävastoin paljon suuremmat mahdollisuu- det hakeutua tasapainoon ympäristön kanssa ainakin vedyn, hapen ja rikin suhteen (Eckstrand 1975). Laikkujen silikaatti- ja oksidifaasien kiteytymisen tarkaste- lun yhteydessä todettiin, että systeemi on ollut märkä ja ha- pen osapaine suhteellisen korkea. Kullerudin (1957) mukaan systeemissä Fe-S-0 alle 675O~ lämpötilassa rikin suhteen yli- kyllainen monosulfidi reagoi hapen kanssa ja muodostuu mag- netiittia ja rikkikiisua. On todennäköistä, että varsinkin Baabelinalkyssa tämä reaktio on ollut mahdollinen. Samoin violariitin syntyyn on syynä usein hapettavat olosuhteet (Graterol ja Naldrett 1971). Edelleen Baabelinalkyn sulfidi- faasi on jo likvaatiohetkella ollut ilmeisesti rautaköyhem- pi. Tarkastelu tehdaan kuitenkin Baabelinälkyn ja Rometöl- vaan sulfidifaasien kiteytymisesta yhdessä, koska sulfidi- faasien koostumuksia eri lämpötiloissa on nykyisten para- geneesien avulla vaikea kontrolloida. Oleellinen ero tarkas- telun kannalta on Baabelinalkyn korkeammat nikkeli- ja kupa- ripitoisuudet. Syynä tähän on raudan ja osaksi rikin ilmei-

95 sesti hyvin alhaisiin l~mpötiloihin jatkunut poistuminen sul- fidifaasista., MacLean'in (19G9) mukaan alin lampötila, jossa rautasulfidi- sula voi olla tasapainossa rautasilikaattisulan kanssa magne- tiitin läsnäollessa,on 1095~~. Craigin ja Kullerudin (1969) mukaan alkaa sulfidi, jonka koostumus on 1,5 % Cu, 4,5 % Ni, 55,5 % Fe ja 38,s % S, sulaa jo 1020~~ lämpötilassa. Nald- rettin (1969) mukaan kuparilla on monosulfidin seoskiteen kitcytymislämpötilaa laskeva vaikutus. Kaksi painoprosenttia kuparia laskee kiteytymislämpötilaa n C. Faasidiagram- min (Craig ja Kullerud 1969) mukaan noin 1000~~ lämpötilassa ovat Cu-Fe-Ni-S systeemissä olevat faasit koostumukseltaan suhteellisen kuparirikkaassa sulfidiparageneesissa monosul- fidin (Fe,Ni) S seoskide ja kuparirikas sula (kuva 25). 1-X S Kuva 25. Kaavamainen isoterminen diagrami Cu-Fe-Ni-Ssysteemistä ta~apain~csa kaasufaasin kanssa 1000 C lämpötilassa. 'r2issä lämpötilassa on laaja homogeeninen s:!lfidisula (pilkullinen). Monosulfidin koostur~,isvaih~elu on hyvin laaja. (Craig ja Kullerud l"09).

96 Kullerudin, Yundin ja Mohin (1969) mukaan voi monosul.fidi 0 sisältää 1100 C lämpötilassa noin 5 painoprosenttia kupa-- ria. Kuparin liulcoisuus monosulfidiin kasvaa lämpotilan las- kiessa ollen 1000~~ 1ämpötil.assa noin 7 % ja maksimiliukoi- suus 7,5 % saavutetaan 940 C l~rnpötilassa, minkä jälkeen liu- koisuus uudelleen laskee. Nikkelipitoisuuden kasvaessa rnono- sulfidissa kuparin liukoisuus tähän laskee (Moh ja Kullerud 1963, Craig ja Kullerud 1969). ''.. -. Vaikkakaan tarkkaa arviota sulfidisulien koostumuksesta lik- vaatiohetkellä ja monosulfidin kiteytymisen alkaessa Baabe- 1inalkyssZ ja Rometölvaällä ei voida tehda, näyttää todennä- köiseltä, että kaikki kupari ei ole voinut mennä monosulfi- diin sen kiteytyessä hiukan yli 1000~~ lämpötilassa. Mikäli näin olisi tapahtunut, esimerkiksi Baabelinälkyn sulfidifaa- sin olisi täytynyt rikastua raudan ja myös rikin poistumicel- la sulfidifaasista kuparin suhteen jopa 4-5-kertaiseksi. On siis.taysin perusteltua olettaa, että sulfidien likvaation jälkeen on aluksi kiteytynyt (Fe,Ni)s-XS monosulfidin seos- kide, joka on ollut suhteellisen nikkelirikas ja sisältänyt noin 4-5 % kuparia. Tämä monosulfidi on ollut tasapainossa kuparirikkaan sulan kanssa. Kuparikiisun seoskide kiteytyy kuparirikkaasta sulfidisulas- ta noin 960 C lämpötilassa koostumuksen ollessa noin 36 % Fe, 32,5 % Cu ja 31,5 % S vastaten metalli/rikki-suhdetta 2:1.75. Lämpötilan laskiessa rikkipitoisuus ja FeLCu-suhteen vaihtelu kasvavat (Kullerud, Yund ja Moh 1969). Noin 590 C lämpötilassa kuparikiisun seoskiteen kenttä jakautuu kahtia ja muodostuu kuparikiisun seoskide seka kubaniitin seockide. Tämän lämpötilan alapuolella muodostavat kubaniitti ja rilcki-

97 kiisu tasapainoisen mineraaliparin ja tetragoninen kuparikiisu seka mayneettikiisu tulevat keskenaan pysyviksi minewaaleiksi vasta 334Oc lämpötilassa, jossa "tie line" rikkikiisun ja kubaniitin valilla katkeaa (Kullerud, Yund ja Moh 1969). Riippuen sulfidifaasin kemiallisesta koostumuksesta lampötilan laskiessa edelleen voi kubaniitti jäädä pysyväksi faasiksi koettuaan rakennemuutokset kubaniitti 1 + kubaniitti II (252OC) ja kubaniitti II + kubaniitti II1 (<213Oc) Jos sulfidifaasin koostumus on suhteellisen rikkiköyhä, tavataan kuparikiisun asemasta kuparikiisu ja kubaniitti. Kubaniitti ei matalan lämpötilan parageneeseissa ole stabiili rikkikiisun ja monokliinisen magneettikiisun kanssa (Craig ja Kullerud 1969). Kuten aikaisemmin todettiin, on kuparin liukoisuus monosul- fidiin 1000~~ lämpötilassa noin 7 % nikkel-ipitoisuuden alen- taessa jossakin määrin liukoisuutta. Lämpötilan laskiessa alle' maksimiliukoisuuslämpötilan saavutetaan ~ ~ jossain vaiheessa tilanne, jossa kuparikiisu alkaa suotautua mono- sulfidista. Osa Baabelinalkyn ja Rometölvaan kupawikiisuista on muodostunut suotautumalla, koska on aivan ilmeista, että monosulfidi on ollut kiteytyessaan hyvin kuparirikas. Edel- leen tästä johtuen suotautuminen on tapahtunut ilmeisen pit- källä lämpötilavälillä. ' Rikkikiisu voi ilmestyä Cu-Fe-Ni-S-systeemiin Craigin ja Kul- lerudin (1969) mukaan 743O~ lämpötilassa ja rikkikiisun sekä kuparikiisun on todettu olevan tasapainossa 73g0c lämpötilas- sa (Rooseboom ja Kullerud 1950). Baabelinalkyn ja Rometölväan mineraaliparageneeseihin on rikkikiisua tullut ilmeisesti useammassa eri yhteydessä, mistä ovat viitteenä myös rikki-

98 kiisun erilaiset esiintymistavat. Silikaattien yhteydessa ole-- vat pitsimaiset rikkikiisurakeet saattavat edustaa monoculfi-- din hapettumisen yhteydessa syntynyttä rikkikii-sua. Osa sul- fidien yhteydessa tavattavasta rikkikiisusta on voinut cyn- tyä pentlandiitin suotautuessa monokliinisesta mägn3ettiki.i.- susta alle lampötilassa ~ ~ (Naldrett, Craig ja Kullerud 1967) ja osa rikkikiisusta on syntynyt vasta pentlandiitin muuttumisen yhteydessä. Kirjorakenteet kuparikiisun ja pent-. - landiitin kanssa saattavat liittyä osaksi raudan maärän las- kuun sulfidifaasissa. Pentlandiitin ilmestyminen Cu-Fe-Ni-S-systeemiin voi tapzhtua eri tavoilla riippuen sulfidifaasin koostumuksesta. Monosulfi- 0 din Fel-XS - Nil-XS seoskide voi saavuttaa noin 992 C lampö- tilassa Ni-päätejäsenen koostumuksen. Mikäli su1fidifaasi.n rikkipitoisuus on pienempi kuin monosulfidilla, voi tiimän kanssa olla tasapainossa sula, josta sensijaan että olisi ki-- teytynyt kuparikiisu, kiteytyy jo 1000~~ yläpuolel.la kupari- rikkaasta sulasta borniitin seoskide (kuva 25) tai 862OC 1.h- pötilassa suhteellisen nikkelirikkaasta sulasta Ni31XS2. Ni3+~S2 sisä1tä.ä useita prosentteja rautaa, ja sen koostumus saavuttaa Ni-S linjan lämpötilassa. ~ ~ Rikkipuutteisissa faaseissa on monosulfidin ja borniitin seoskiteiden ja Ni + S.n lisäksi usein myös Fe,Ni-lejeerinki tai sula (Craig 3,X 2- ja Kullerud 1969). Pentlkndiitti voi ilmestyä ensimmäisen kerran 610 C lämpötilassa monosulfidin ja NijtXS2:n reagoidessa keskenään (Kullerud 1963). Johtuen lähinnä sul-fidifaasin pienestä rikkipitoisuudesta, voi pentlandiitti syntyä edellä kuvatulla tavalla: Mikäli sulfidifaasi on ennen Ni + S :n muodostumislämpötilaa ollut 3-X 2

99 riittavän rikkirikas, ei sitä ole syntynyt ja miksli Ni31XS2:a ei ole ollut systeeniissä noin lämpötilassa, ~ ~ on pentlan- diitti syntynyt kokonaisuudessaan monosulfidista suotautumal-- la. TZmä viimeksimainittu vaihtoehto tuntuu sekä Baabelinal- kyn että RoinetölväXn tapauksissa todenn3köisemmältä. MonosUlfidilla on, riippuen sen metalli/rikki-suhteesta, mah- dollista olla täydellinen seossarja Fel-XS - Ni 1-X S vielä noin ~ lämpötilassa, ~ lossa monosulfidin kenttä jakautuu kahkia. -, Toinen muodostuneista monosulfideista on rautarikas ja toinen nikkelirikas (Misra ja Fleet 1973). Jos monosulfidin rikkipi- toisuus on pieni, suotautuu siita aina Ni/~e = 1 koostumuk- seen saakka lämpötilan laskiessa noin 500~~: sta 300~~: een pentlandiittia monosulfidin koostumuksen muuttuessa pentlan- diitin pienemmän rikki/metalli-suhteen vuoksi rikkirikkaam- paan suuntaan. Jos monosulfidin koostumus on suhteellisen rik- kirikas, noin painoprosenttia rikkiä, suotautuu pentlan- diitti tässä tapauksessa magneettikiisusta vasta alle ~ ~.. lämpötilassa, jossa mineraalipari rikkikiisu-pentlandiitti on tasapainoinen (Naldrett, Craig ja Kullerud 1967). Tarkka lampötilavali, missä pentlandiitin suotautuminen tässä tapauk- sessa tapahtuu, riippuu sulfidifaasin koostumuksesta. Rikki- kiisun suhteellisen runsas esiintyminen ja sen esiintyminen magneettikiisun ja pentlandiitin yhteydessä, jopa kirjoraken- teena pentlandiitissa, ovat osoituksena siita, että todennä- köisin tapa, millä pentlandiitti on Baabelinälkyssä ja osak- si Rometölväällä syntynyt, on viimeksikuvattu. Suotautuminen on tällöinkin saattanut tapahtua eri vaiheissa siten, että suhteellisen suuret rakeet edustavat aikaisempaa vaihetta ja liekkimäiset lamellit myöhäisempää vaihetta. Niissä Rome-

100 tölvaän mineraaliparageneeseicsa, joissa ei magneettikiisun läsn~ollessa tavata rikkikiisua ja lisäksi joissakin tapauk- sissa mineraaliparageneesiin kuuluu myös kubaniitti, on pent- landiitti saattanut suotautua suoraan monosulfidista jo huo- mattavasti lämpötilan ~ ~ yläpuolella. Suotautumisl~rnpöti- la riippuu monosulfidin rikki- ja nikkelipitoisuudesta (Naldrett, Craig ja Kullerud 1967). Korkean lampötilan heksagoninen magneettikiisu muuttuu noin lämpötilassa ~ ~ matalan lämpötilan heksagoniseksi magneet- tikiisuksi ja reagoi noin lämpötilassa ~ ~ rikkikiisun kans- sa, mikäli tätä on läsnä, muodostaen moriokliinista magneetti- kiisua. Nikkeli saattaa alentaa monokliinisen magneettikiisun muodostumislämpötilaa jopa 50 C (Naldrett ja Kullerud 1967). Mikäli pentlandiitti on syntynyt, kuten edellä on kuvattu, rikkikiisun suotautumisen jälkeen alle lämpöt.ilassa, ~ ~ ei heksagoninen magneettikiisu voi olla stabiili Baabelinälkyn ja Lseimmissa Rometölvään mineraaliparageneeseissa. Rometölvään terveiden emäksisten juonikivien sekä niiden lai- kullisten gabrojen yhteydessa, joissa laikkujen osuus on pie- ni ja pistasiit'in määrä vähäinen, ei raudan poistumista sul- fidifaasista ole tapahtunut siinä määrin kuin sulfidiparage- neeseista voimakkaammin muuttuneiden laikullisten gabrojen yhteydessa. Tästä johtuen on sulfidifaasi suhteellisesti rik- kiköyhempi, minkä vuoksi myös matalan lampötilan paragenee- seissa voidaan tavata heksagoninen magneettikiisu. Kuvassa 26 on Kullerudin (1967) esittämä faasidiagrammi Fe-S-systee- mistä välillä FeS-FeS2. Jos sijoitamme Baabelinälkyn ja suu- rimman osan Rometölvään magneettikiisuista diagrammiin, ne sijoittuvat koostumuksen Fe S kohdalle ja ovat monokliinisia 7 8

101 sekä tasapai.iiossa rikkiki-isun kanssa. Osa Rometölvaän mayncettikiisuista sijoittuu kenttään heksagoniiien -t monokliininen mayneettikiisu röntgenografisen tutkimuksen perusteella. Tässä mineraaliparageneesissa tavataan myös kubaniittia, joten tasapainoiseen paragenecsiin ei ole täysin päästy. Aton~~c per ceril Fe Kuva 26. Faasidiagrammi systeemistä Fe-S väliltä FeS-FeSs. (Kullerud 1967). Borniitin seoskide on pysyvä jo yli 1100~~ lämpötilassa (Kullerud, Yund ja Moh 1969) ja saavuttaa koostumuksen Cu5FeS4 1059~~ lämpötilassa (Kullerud 1964). Noin lämpötilassa ~ ~ tulevat kuparikiisun ja borniitin seoskiteet keskenään tasa- painoisiksi faaseiksi (Kullerud, Yund ja Moh 1969). Toisaal- ta borniitti on pysyvä vielä tasapainoisissa kuparirikkaissa. matalan lämpötilan mineraaliparageneeseissa (Craig ja Kulle- rud 1969). Borniitin esiintymistä Baabelinälkyssä onkin il-

102 meisesti tarkasteltava kupari-rauta-rikki-suhteen funktiona ja muodostumislyipötilakin olisi tallöin lzhes yksinomaan riippuvainen sulfidifaacin koostumuksesta. Borniitin esiintymistapa viittaisi siihen, että se on muodostunut suotautumalla kuparikiisusta. Muodostumislämpötila on todennaköisesti hyvin alhainen. Kokeellisissa tutkimuksissa on violariitti tullut pysyviiksi -. 0 faasiksi jo 461 C lämpötilassa. Lämpötilan laskiessa sen koostumusalue polydymiitin suuntaan laajenee siten, että lämpötilassa ~ ~ seossar ja on täydellinen (Craig 1967). Baabelinälkyssä on osa violariiteista syntynyt pintarapautumisen yhteydessä. Osa violariitista on mahdollisesti syntynyt jo korkeammassa lämpötilassa ja suhteellisen suuressa hapen osapaineessa (Graterol ja Naldrett 1971). Violariitti on osaksi muuttunut edelleen milleriitiksi. Kuvassa 27 on Craigin ja Kullerudin (1969) esittämä diagrammi nikkeli-kuparimalmien matalan lämpötilan mineraaliparageneeseista. Baabelinälkyn mineraaliparageneesit, joissa tavataan borniittia, sijoittuvat suurinpiirtein kolmion kuparikiisu-pentlandiitti-borniitti tasoon. Mineraaliparageneesit, joissa tavataan magneettikiisua, kuparikiisua, pentlandiittia ja rikkikiisua, sijoittuvat naiden mineraalien muodostamaan tetraedriin suhteellisen lähelle kolmen ensiksimainitun muodostamaa tasoa. Ne Rometölvään mineraaliparageneesit, joissa ei tavata rikkikiisua, sijoittunevat suunnilleen kolinion kuparikiisu-monokliininen magneettikiisu-pentlandiitti tasoon, koska myös naiden viimeksimainittujen mineraaliparageneesien magneettikiisut ovat d-arvojen perusteelia monokliinisia. Mineraaliparageneesit, joissa tavataan monokliininen magneetti-

103 kiisu, heksagoninen magneettikiisu, kuparikiisu, pentlandiit- ti ja kubaniitti, eivät ole täysin tasapainoisia. Koostumuk- sensa suhteen ne sijoittuvat kuitenkin ilmeisesti tason ku- parikiisu, monokliininen magneettikiisu, pentlandiitti alapuolelle (kuva 27). Kuva 27. Matal-an lämpötilan mineraaliparageneesit nikkelikuparimalmeissa. Uleisimmat assosiaatiot on yhdistetty yhtenaisilla viivoilla ja harvinaisemmat katkoviivoilla. (Craig ja Kullerud 1969).

104 Matalissa lampötiloissa ovat rcaktiot niin hitaita, että kokeellisia tutkimuksia matalien lampötilojen mineraal-iparageneeseista nikkelikuparimalmeissa on mahdoton suorittaa. Nykyiset käsitykset matalien lämpötil-ojen pysyvistä mineraaliparageneeseista perustuvat suurelta osin luonnossa löydettyihin mineraaliparageneeseihin ja eri mineraalien koostumuksiin (Kullerud, Yund ja Moh 1969, Graterol ja Naldrett 1971, Misra ja Fleet 1973). Eräinä tärkeimmistä nikkeli-kuparimalmien - sulfidifaasien matalan lämpötilan tasapainoa indiltoivista piirteistä Misra ja Fleet (op,cit.) pitävät pentlandiitin koostumukscn vaihtelua mineraaliparageneesin funktiona. Edelleen pieni nikkelin määrä magneettikiisussa ja rikkikiisussa seka pieni Pe--pitoisuus milleriitissä.ovat osoituksena matalan lämpötilan parageneeseista. Edellä esitetyn perusteella edustavat etenkin Baabelinälkyn nykyiset sulfidimineraaliparageneesit hyvin alhaista lämpötilaa. Kuvassa 28 on Misran ja Pleetin (1973) konstruoima alhaisen lämpötilan faasidiagrammi Fe-Ni-S-systeemistä. Jos vastaavasti tämän diagrammin pohjalta tarkastelemme Baabelinälkyn ja Rometölvään sulfidifaasin Fe-Ni-S-mineraaleja, tavataan vähemmän muuttuneissa parageneeseissa Rometölvaallä heksagoninen magneettikiisu-monokliininen magneettikiisu-pentlandiitti, jossa pentlandiitin Ni-pitoisuus on suhteellisen pieni. Siirryttäessä voimakkaammin muuttuneisiin parageneeseihin kohti Ni-S-sivua jaa ensiksi heksagoninen magneettikiisu pois ja tämän jälkeen tulee parageneesiin rikkikiisu. Seuraavina faaseina ovat tulleet milleriitti ja violariitti. Milleriittiä todettiin esiintyvän runsaimmin niissä parageneeseissa, joissa vielä on jäljellä magnetiittia. Violariitin

105 Kuva 28. Matalan lämpötilan faasidiagrammi systeemille Fe-Ni-S Misran ja Fleetin (1973) mukaan. esiintyminen milleriitin asemasta indikoi korkeampaa hapen osapainetta (Eckstrand 1975). Magnetiitti on mahdollisesti muodostanut, niin kauan kuin sitä on ollut läsnä, puskurin hapen fugasiteetille. Pentlandiitin koostumus muuttuu saman-, aikaisesti nikkelirikkaamrnaksi. Sulfidifaasin koostumuksen muuttumiseen edellä kuvatulla tavalla on vaikuttanut suu- rella todennäkö'isyydellä märkä ympäristö ja jossakin määrin avoin systeemi, joka vedyn diffuntoituessa on pitänyt hapen osapaineen korkeana. Rauta on tällöin ilmeisesti oksidifaa- sin kautta mennyt lopulta silikaattifaasiin. Sulfidifaasi on säilynyt suhteellisen rikkiköyhänä, koska rikkiä on, ku- ten skapoliitin koostumuksesta totesimme, siirtynyt sili- kaattifaasiin.

106 R I K I N L I U K O I S U U D E S T A E M A K S I S E E N M A G M A A N Jo vuonna 1893 on J. H. L. Vogt esittänyt n~agmaattisen nikke- limalmien synnystä teorian, jonka mukaan nagman jäähtyessä eroaa silikaattisulasta sulfidirikas sula. Myöhenunin (1917, 1923) on Vogt tarkastellut niitä tekijöitä, jotka kontrolloi- vat rikin liukoisuutta magmaan. Käyttäen hyvakseen metallur-. - gista tutkimusta ja omia tutkimuksiaan hän päätyi tulokseen, jonka mukaan tärkeimmät kontrolloivat tekijät ovat lämpötila ja magman koostumus, lähinnä magman piihappopitoisuus. Samoi- hin johtopäätöksiin tuli Wilson (1953). tutkiessaan rikin liu- koisuutta silikaattisulaan. Kokeellisia tutkimuksia silikaat- tisulista erkaantuvista sulfidirikkaista sulista ja näiden faasisuhteista on tehty runsaimmin 1950-luvulta alkaen. Naldrett (1969) kokeissaan Fe-S-0-systeemillä ja MacLean (1969) tutkimuksill.aan FeS-FeO-Fe 0 -Si02-systeemillä sekä Shimazaki 3 4 ja Clark (1973), jotka lisäsivät systeemiin Na O:n, totesivat, 2 että tärkeimmät rikin liukoisuutta magmassa kontrolloivat te- kijat ovat sulan kokonaiskoostumus, lämpötila ja sulan sekä hapen että rikin osapaineet. MacLean (1969), Elaughton ja Skinner (1972), Haughton ja Roeder (1972) sekä Shimazaki ja Clark (1973) ovat päätyneet tutkimuksissaan lopputulokseen, jonka mukaan rikin liukoisuudella seka yksinkertaisissa sulissa että myös magmoissa on erittäin selvä korrelaatio sulan FeO-pitoisuuden kanssa. Magmassa rikki muodostaa korkeassa lämpötilassa ja matalassa hapen osapaineessa sulfidi-ionin ja asettuu metalli-happi si-

107 doksen hapen paikalle yhtiilön s2(kassu) O (sula) 2 '2 + (kaasu) (sula) mukaisesti (Fincham ja Richardson 1954). Nockoldsin (1966) laslcemien metalli-oksidi- ja metalli-sulfidi sidosten energioiden suhde on Fe.lla pienempi kuin muilla paakationeilla, mikä antaa aiheen olettaa, että rikki kosvai- -. si mieluimmin happea juuri Fe0:ssa. MacLean (1969) tuli tutkimuksissaan tulokseen, jonka mukaa.1-i erillisen sulfidisulan kanssa tasapainossa olevan sj.likaatli.- sulan rikkipitoisuus laskee, kun hapen osapaine kasvaa. Syynä likvaatioon olisi kuitenkin 'rikin pienentynyt inalidollisuus korvata kahdenarvoiseen rautaan sitoutunutta happea, koska rauta hapen osapaineen noustessa muuttuu kolmenarvoiseksi. Katsura ja Nagashima (1973) totesivat kokeissaan, ettii basal- tilla, hawaiitilla 'ja rhyodasiitilla rikin liukoicuudessa on selva.minimi hapen osapaineen muuttuessa muiden tekijöiden -. 8 ollessa vakioita. Tässä minimissa on hapen osapaine noin 10. ~si~erkiksi bas.alttisella sulalla on 1250 c:ssa suurin osa -- 8 rikistä sulfideina hapen osapaineen ollessa alle 10 ja p02:n ollessa yli 10-~ on suuri osa liuenneesta rikistä sul- faattina. Page (1971) on tutkinut syitä, jotka ovat johtaneet sekoittumattoman kokonaispitoisuudeltaan tosin vain alle 0.03 tilavuusprosenttisen sulfidisulan muodostuiniseen Stillwaterin emaksisen kerrosintruusion eräässä kromiittihorisontissa. Tutkimuksessaan Page (op.cit.) tulee siihen lopputulokseen,

108 että laskevat Fe / (cr+~l+~e~) - sekä Fe / (Mg+Fe ) -suhteet korreloivat kasvavan sulfidipitoisuuden kanssa ja syy sulfi- dien erkaantumiseen johtuu todennäköisemmin magman paikalli- 2+ sesta köyhtymisestä Fe -ioneista kuin kohoavasta hapen fu- gasiteetista tai lämpötilan laskusta. liaughton, Roeder ja Skinner (1974) ovat äskettäin julkaistus- sa tutkimuksessaan selvittäneet rikin liukoisuutta emäksiseen -. magmaan tämän muuttuvan koostumuksen, lämpötilan ja vaihtelevien rikin ja hapen fugasiteettien funktiona. Kokeissa on hapen fugasiseeteille annettu arvoja vain väli-llä 10-' Tällä f02-väli112 on silikaattisulaan liuenneena oleva rikki lähes kokonaan sulfideina eikä useissa kokeissa (Fincham ja Richardson 1954, Nagashima ja Katsura 1973 ja Katsura ja Nagashima 1974) todettua minimiliukoisuuspistettä saavuteta. Kokeet osoittavat, että kolme tärkeintä muuttujaa, hapen osapaine (fos), rikin osapaine ( f S2) ja FeO-pitoisuus, silikaattisulassa ovat toisistaan riippuvaisia ja näma voidaan tämän vuoksi kombinoida kolmiulotteiseksi diagrammiksi (kuva 29), jonka avulla on mahdollisuus tarkastella eri muuttujien vaikutusta rikin liukoisuuteen. Magman lämpötila on diagrammissa pidetty vakiona 1200~~. Tarkastelemalla sulan X, joka on FeO 10 %-tasolla, koostumuk- sen muutoksia eri muuttujien funktiona, voiaaan saada selvil- le mahdolliset likvaation aiheuttamat muutokset. Jos sulan FeO-pitoisuus ja fo pidetään vakiona ja fs2 kasvaa, 2 kasvaa sulan rikkipitoisuus seuraten linjaa XY. Kun rikin liu- koisuusraja pisteessä Y saavutetaan, muodostuu rikkirikas su- la, jonka koostumus on Y'.

109 Kuva 29. FeO, f02 ja fs2 -suhteet sekä rikkipitoisuus basalttisessa magmassa 1200~~ lämpötilassa. Sulfidien kyllästymispinta osoittaa magman rikkipitoisuuden, joka., on tasapainossa sulfidisulan kanssa. Silikaattisulan, FeO-tasot ovat Fe0:n samanarvontasoja. Silikaattisulan T kanssa tasapainossa oleva sulfidisula on T' jne. (Haughton, Roeder ja Skinner 1974). Vastaavasti jos"~e0 ja fs2 pidetaan vakioina, mutta f02 kasvaa, vaeltaa sulan rikkipitoisuus pitkin linjaa XZ, mikä ei aiheuta sulfidien likvaatiota. Jos seka f02 että fs2 pidetaan vakioina mutta sulan FeO-pitoi- suutta nostetaan, kulkee sulan rikkipitoisuus pitkin linjaa XW ja likvaatio tapahtuu pisteessä W. Kun tarkastellaan luonnossa esiintyviä magmoja tämän diagram- min valossa, on huomioitava ne olosuhteet, missä magma kitey- tyy. Toisin sanoen on huomioitava, minkä muuttujien suhteen

110 systeemi on avoin ja minka suhteen puolestaan suljettu. Ta- paus, jossa sulan rikkipi1:oisuus vaelsi pitkin Linjaa XU, edustaa systeemia, joka on avoin rikin suhteen mutta suljet- tu seka hapen että raudan suhteen. Kyseessä on ideaalinen vastine sulfurisaat.ion avulla syntyville malnieille. Jos sys- teemi puolestaan on avoin vain hapelle siten, että vallitsee pelkistavat olosuhteet (02 diffuntoituu ulos systeemista), kulkee sulan koostumus pitkin linjaa XS, josta on seurauksc-. - na sulfidien likvaatio. Jos sulan FeO-pitoisuus laskee, on si1l.a huomattava vaij.:utus rikin liukoisuuteen silikaattisulissa, joissa FeO-pitoisuus 2+ on kertaluokkaa yli 10 painoprosenttia. Sulan Fe -pitoisuus voi laskea esimerkiksi raudan hapetusasteen muuttuessa Emaksisen magman kiteytyessä vallitsevissa olosuhteissa, on usein raudan hapetusasteen noususta seurauksena magman?cooctumuksesta riippuen joko kromiitin tai magnetiitin ja ilmeniitin (magnetiitti-ulvöspinellin) kiteytyminen, mikä vain nopeuttaa FeO-pitoisuuden pienenemista silikaattisulassa. Koska sulan Fe0.-pitoisuus, fs2 ja f02 ovat toisistaan riippu vaisia, aiheuttaa oksidien kiteytyminen myös hapen ja rikin osapaineissa hiukan muutoksia. Tästä johtuen koostumus ei täsmälleen vaella pitkin kuvan 29 XT-linjaa. Riippumatta eksaktista urasta muuttuu magman koostumus joka tapauksessa suuntaan, jossa saavutetaan sulfidien liukoisuusraja ja syntyy sulfidirikas sula, Oksidien jatkaessa kiteytymista laskee sulfidien liukoisuus magmassa edelleen, josta on seurauksena jatkuva sulfidien likvaatio.

111 Lämpötilan laskulla on silikaatticulan rikkikapasitcettiin merkittävä vaikutus. Esimerkik.si noin 1000~~ lämpötilassa sadan asteen 1ampötil.anlasku pienentää rikin liukoisuutta silikaattisulaan seitsemänkertaisesti (Waughton, Roeder ja Skinner 1974). Tarltko ja määrityksiä siitä, kuinka basalttisen magman muiden oksidien muutokset vaikuttavat sulfidien liukoisuuteen, ei ole tehty. Haughton, Roeder ja Skinner (1974) ovat suoritta-.. neet 63 koetta vaihtelevilla Ca-, Mg-, Na-, K- ja Ti-pitoi- suuksilla pitäen lämpötilan, fo :n ja fc2:n vakioina. Muuttu- 2 jien vaikutus on maäritetty matemaattisesti laskemall-a korre- laatiot eri muuttujien valilla. Tulosten perusteella on FeO: lla suurin positiivinen korrelaatio magman rikkikapasiteet- tiin, Si02:lla ja A1203:lla on negatiivinen korrelaatio, Ca0:n ja MgO:n, Na20:n ja K 0:n korrelaatiot eivst ole merkittäviä, 2 Sitävastoin Ti02:n korrelaatio on selvasti positiivinen ja lähes yhtä merkitseva kuin Fe0:lla. Täten myös Ti02-pitoisuu- della,on merkitystä tarkasteltaessa mahdollisia sulfidien lik- vaation syitä. Shiman ja ~aldrett'in (1975). ultraemäksisessä sulassa tapah- tuvaa sulfidien likvaatiota koskevassa tutkimuksessa todetaan selvasti hapen fugasiteetin merkitys. Kokeet tehtiin 10-10,4 ja 10-9,2 hapen fugasiteeteissa ja 10-~ - l0-1,4 rikin fugasiteeteissa 1450~~ lämpötilassa. Sulasta (Si02=45,6; A1203=8,75; Fe0=12,43; M90=22,96; CaO= 7,73; NaO 1 =0,50 paino-%)- erottui sekoittumaton sulfidisula - _ alemmassa 2 f02:ssa kun fs2 oli välillä , Nai- tä arvoja vastaavat rikkipitoisuudet ovat silikaattisulassa -9,2 0,16 ja 0,27 painoprosenttia. Kun f02 oli 10 ei koeolo-

112 suhteissa saatu su1fidi.cn lilcvaatiota aikaan. Todenii~lcö:i.scc- -1 ti tämä olisi tapahtunut vasta fs2 arvoilla valill o I7, joita vastaavat silikaattisulan rikkipitoisuudet ovat 0,33-0,07 painoprosenttia. Shima ja Naldrett (1975) katsovat, että rikin liukoisuus cilikaattisulaan on hyvin pitkälle kaavan S -" 1 Fes (sula) 2 2 Feo(sula) mukainen... Edellä esitetyn perusteella alhaisissa hapen osapaineissa hapen osapaineen nousu lisää rikin 1iukoi.suutta siiikaatti- sulaan. Kuitenkin Shima ja Naldrett (op. cit. ). toteavat, et- ta jos hapen osapaineen nousu aiheuttaa huomattavan kasvun Fe /(Fe + Fe )-suhteessa, pienenee rikin liukoisuus si- likaattisulassa. Riippuen sulan koostmuksesta saattaz seu- rauksena olla sulfidisulan likvaatio.

113 B A A H E L I N A L K Y N J A R O M E T Ö L V x x N S U L F I D I M I N E R A L I S A A T I O I D E N M U O - D O S T U M I N E N Porttivaaran ja Syötteen kerrosintruusioisca ovat niiden tunkeuduttua graniittigneissin ja svekokarjalaisen liuskevyöhykkeen väliin kitcytyneet aluksi reunavyöhykkeet.. Nai-den kiteytyessä on, mahdollisesti kontaminaation aiheuttamana, hapen ".- -. osapaine ollut aluksi korkea. Paljastuneena olevan kerrososan kiteytymisen alkuvaiheessa on hapen osapaine ollut aina magnetii-ttigabrohorisontin kiteytymiseen saakka kuitenkin cuhteellisen alhainen. Oliviinigabrohorisonttien esiintymiset saattavat merkitä hapen osapaineen tilapäisiä nousuja. Kerrososan kiteytymisen alkaessa on 1-ämpötila ollut noin 1200 C ja pyroksenigabro 1V:n kiteytymisen alkaessa lämpötila on ollut edellämainitun lämpötilan ja magnetiittigabron kiteyty- mis& alkamislämpötilan 1120~~ välillä. Seka Baabelinälkyn että Rometölvään pyroksenigabrojen kiteytyminen on tapahtunut hyvin pitkälle alhaisessa hapen osapaineessa. Joe oliviini- gabro on syntynyt hapen osapaineen nousun seurauksena, on pyroksenigabro 1V:n kiteytymisen alkaessa tapahtunut hapen osapaineen laskua, minkä seurauksena on silikaattisulan rik- kikapasiteetti ennen emäksicen juonen tunkeutumista saatta- nut merkittävästi laskea (Shima ja Naldrett 1975). Jos ti- lannetta tarkastellaan kuvan 29 avulla on kysessa uran XS suuntainen muutos. Emäkcisen juonen tunkeutuessa paikalleen on kerrososan kiteytyminen ollut Baabelinälkkyä ja Rometö,-- vasta ylemmissä horisonteissakin ilmeisesti melko pitk2llz.

114 Emaksirien juoni on tunkeutuessaan käyttaytynyt leikkaavasti. niin pitkälle kuin kerrosintruusio on ollut lähes taysi.n ki-,. teytynyt. Kohdatessaan kerroksen, jossa kiteytymätön inter- cumulusmagma heikensi sivukiven kompetenssia, kerrokselli- suutta lähes kohtisuorast-i leikkaava emäksinen juonikivi asettui kerrosmyötaisesti. Raitaisuuden ja tummuusasteen erojen perusteella emäksinen juonikivi on jo tunkeutuessaan ollut osaksi kiteinen. -, Emaksisen juonikiven kiteytyminen on alkanut plagioklaasilla, mikä merkitsee pientä hapen osapainetta. Taman perusteella näyttäisi silta, että uusi emäksinen pulssi ei ole sisalta- nyt alunperin kovin runsaasti volatiileja. Kuitenkin emäksi- sen juonen silikaattien kiteytymisjarjestyksen ja satunnaisen kromiitin esiintymisen perusteella on hapen osapaine jo emak- sisen- juonen kiteytymisen kuluessa noussut noin 10-1 tasol- le. Mahdollisesti emaksinen juoni on tunkeutuessaan konta-.... minoitunut joko intruusion ulkopuolisesta materiaalista tai intercumulusmagmasta. Ennen 1aikkujen.kiteytymisen alkua on hapen osapaine noussut ja mikroskooppisten havaintojen perusteella on ensiksi kitey- 0 tynyt magnetiitti-ulvöspinelli noin 1100 C lämpötilassa. In- tercumulusmagman hapen fugasiteetti puskuroitui tassa vai- heessa noin 10-5: ksi. Hapen osapaineen nousun seurauksena 3 + oli I?e2+:n hapettuminen Fe : ksi, magnetiitti-ulvöspinellin kiteytyminen ja sulan köyhtyminen kahdenarvoisen raudan ja titaanin suhteen. Tämä aiheutti intercumulussilikaattisulan rikkikapasiteetin vahittaisen pienenemisen ja rikkikapasi- teetin ylityksen jälkeen alkoi sulfidisulan likvaatio. Spi-

115 ne,-lin edelleenkiteytyminei? aiheutti jatkuvan sul.fidisulari erkaantumisen. Tapahtuma vastaa hyvin pitkälle kuvan 29 uran XT mukaista prosessia, Intercumu3.usmagman rnaarii on tapahtumahe.tkella ollut vieln niin suuri, ettki sil1fidisul.a on likvaatioi~ tapal-itumiseri ja1.- keen voinut konsentroitua gravitatiivisesti joko valitt6masti emaksisen juonen alapuolelle, kuten BaabelinäLkyssS tai -. kauemmaksi emälcsisen juonen alapuolelle, kuten on.tapahtunut Rometölv~alla. Kiteytyminen on jatkunut magnetiitti-ul.vöspinelliri kiteytymisen jkilkeen silikaattien kiteytymisell~, Naista on ensiksi mikroskooppisten havaintojen perusteella kiteytynyt sarv.i.v;ilke. Joissakin Rometölvaan laikuissa laikkujen ja pyroksenigabron silikaattien välissä oleva nauhamainen sulfidiosue saattaa merkitä monosufidin sarvivalketta aikaisempaa kiteytymista. Baabelinalkyssa tavattiin B-4 reiassa selvä Ni/Cu-suhteen nousu noin metri emaksisen juonen alapuolella. Syynä on todennäköisesti runsaasti kuparia ja nikkeliä sisaltavacta sulfidisulasta korkeammassa lämpötilassa kiteytyvan nikkelirikkaan monosulfidin ja jäljelle jaavan kuparirikkaan sulfidisulan muodostuminen ja erilainen lokalisoituminen kiteytymisen alkaessa. Viimeksimainittu on voinut olla mobiili huomattavasti pitempään ja saattanut kuparikiisussa runsaasti esiintyvien biotiittipseudomorfoosisulkeumien perusteella kiteytya vasta biotiitin kiteytymisen jälkeen.

116 Mikroskooppisten havaintojen perusteella voidaan sarvivalkkeen kiteytymislampötila rajata hyvin lähelle monoculfi.din seoski- teen kiteytymis13mpöti-laa, joka suhteellisen Cu-rikkaalla ja kohtalaisessa hapen osapaineessa kiteytyvallä monosulfidilla on 1020~ 2 20 c (Craig ja Kullerud 1969). Eiotiitin kiteyty- misen alkaminen rajautuisi Icuparikiisun seoskiteen kiteytyinic- lämpötilan yläpuolelle. ~ ~ Vesihöyryn osapaineen suuruus- luokka on ollut sarvivalkkeen ja biotiitin kiteytyessa kilobaaria. Korkeat veden, hapen ja hiilidioksidin osapaineet ovat aiheut- taneet sulfidimineralisaatioiden ympäristössä etenkin UaaSe- linalkyssa huomattavaa autometasomaattista muuttumista. Emak- sisessa juonessa tämä on havaittavissa tummien mineraalien uraliittiutumisena ja kloriittiutumisena sekg playioklaaciii saussuriittiutumisena. Laikul.lisen gabron aikaisemmin kitey- tynyt augiitti on uraliittiutunut ja edelleen kloriittiutunut.. sekä varsinkin välittömästi emäksisen juonen yläpuolella muut- tunut karbonaatiksi. Plagioklaasi on epidoottiutuni~t ja klo- riittiutunut. Laikkujen silikaateista on etenkin biotiitti kloriittiut~nu~. Magnetiitti-ulvöspinellistä suotautumalla syntynyt ilmenomagnetiitti on lähes täysin muuttunut leuko- kseeniksi ja biotiitiksi. Etenkin Baabelinälkyn sulfidifaasi, joka on jo likvaatiohet-. kellä ollut mahdollisesti kupari- ja nikkelirikkaarnpi kuin Rometölvaan sulfidifaasi, on lämpötilan laskiessa muuttunut edelleen lähinnä raudan hapettumisen vuoksi poikkeuksellisen kupari- ja nikkelirikkaaksi,. Baabelinalkyssa rikki on diffuntoitunut ilmeisesti kauemmaksi ja Rometölvaalla on sulfidi-

117 faasi-cta poistuva ~ii.l-,l;i aiheuttnni~t s1;apoliitiil muodostumista laikuissa sekä. laikkujen ympsrillä olevan cumulusplagioklaa- sin skapoliittiut~iiriista. Sulfidifaesin nykyiset mineraaliparayeneecit ovat osoituksena hyvin alhaisesta tasapainottumislamp6ti1asta. Sulfidifaasi-n tasapainottuminen on tapahtunut korkeassa hapen osapaineessa milleriitin ja violariitin esiintymisen sekä laikkujen sili-.... kaattifaasin perusteella. Rikki on isotooppikoostumukseiica perusteella juveniilista. Sulfidifaacin Ni/Cu-suhteen perusteella rikki ei ole voinut tulla erillisenä sulfidisulana emäksisen pulssin matkassa, koska Baabelinalkyn ja RometÖlv2an emaksicet juonet muodos- taneen magman kanssa tasapainossa olevan sulfidisulan Ni/Cu- suhde taytyisi olla huomattavasti korkeampi. Toisena vaihtoehtona voimme tarkastella mahdollisuutta, että rikki olisi ollut kokonaisuudessaan liuenneena emäksiseen magmaan. Jos oletamme emäksisen juonen keskipaksuudeksi esi- merkiksi Baabelinälkyssä metrin sekä sulfidimineralisaation paksuudeksi neljä metriä ja rikin keskipitoisuudeksi tässä 0,4 %, taytyisi emäksisen uuden pulssin rikkikapasiteetin olla ollut vähintään 1,6 8. Tämän lisäksi on perusteltua olettaa sulfidifaasin rikkipitoisuuden olleen ennen muuttu- mista korkeampi. Emäksiset juonikivet muodostanut magma vas- taa hyvin pitkälle Shiman ja Naldrettin (1975) tutkimusten ultraemäksistä sulaa, jonka rikkikapasiteetti 1450~~ lämpö- -10,4 tilassa hapen fugasiteettiarvolla 10, oli välillä 0,16-0,27 %. Pitoisuus on vain noin kymmenesosa tarvittavas- ta määrästä.

118 Kolmantena vaihtoehtona on, etta rikki hyvin suurelta osin ollut liucnnecna ympäristön pyroksenigabrojen intercuinulusmaginaan. Olorsuhteiden niuiittuminen on aiheuttanut iiltercumulusmagman rikkikapasiteetin laskun, jol1oj.n seurauksena on ollut sulfidien likvaatio edellä kuvatulla tavalla.

119 Y H T E E N V E T O Kemistä Narankavaaraan ulottuvan emäksisten kivilajien vyöhykkeen itäosassa sijaitsevat Porttivaaran ja Syötteen kerrosintruusiot. Tässä tutkimuksessa on käsitelty näihin kerrosintruusioihiii liittyviä intruusi.oiden sisäisiä sulfidimineralisaatioita ja niiden muodostumista Baabelinälkyssa, joka sijaitsee Porttivaaran intruusiossa ja Ronietölv~ällä, joka on.., -. Syotteen intruusiossa. Sulfidimineralisaatiot ovat syntyneet ernäksisen niagman tunkeutuessa laskevassa hapen osapaineessa osittain kiteytyneeseen pyroksenigabrohorisonttiin, jossa se kohtasi intercumulusmagman vaikutuksesta konipetentiltaan heikomman kerroksen ja asettui kerrosmyötaisesti. Emäksisen magman tunkeutumisen yhteydessä tulleiden volatiilien vaikutuksesta nousi ymparistön intercumulusmagman hapen osapaine. Tämän seurauksena raudan. hapetusaste nousi ja kiteytyi magnetiitti-ulvöspinelli. Intercumulusmagnian FeO-pitoisuuden laskun seurauksena sen rikkikapasiteetti laski ja tapahtui sulfidien likvaatio sekä konsentroituminen. Korkea hapen osapaine ja autometasomaattinen muuttuminen aiheuttivat raudan ja rikin määrän laskun sulfidifaasissa ja tämän seurauksena etenkin Baabelinalkyssa tavataan poikkeuksellisen kupari- ja nikkelirikas sulfidimineralisaatio, jossa mineraaliparageneesi on muuttunut magneettikiisu-kuparikiisu-pentlandiittiparageneesista paikoin kuparikiisu-pentlandiitti-milleriitti-borniittiparageneesiksi. Sulfidiinalminmuodostuksen yhteydessä on tapahtunut platinan ja palladiumin rikastumista.

120 K I R J A L L I S U U S L U E T T E L O ARNOLD, R. G. (1966) Ilixtures of hexagonal and monoclinic pyrrhotite and the ~neasurerrient of the metal content of pyrrhotite by X-ray diffraction. Am. Mineral. 51, BOWES, D. R., SKINNER, W. R. ja SKINNER, D. L. (1973) Petrochemistry of the Stillwater igneous complex, Montana. Trans. geol. Soc. S. Afr., 76 (2), CARPIICHAEL, 1. S. E. (1967) The iron-titanium oxides of salic volcanic rocks and their associated ferromagnesian silicates. Contr. Mineral, and Petrol. 14, CARPEIVTER, R. H. ja DESBOROUGH, G. A. (1964) Range in solid solution and structure of naturally occuring troilite and pyrrhotite. Arn. Mineral. 49, CHAMBERLAIN, J. A. (1967) Sulfides in the Muskox intrusion. Can. J. Earth Sci.., 4, COERTZE, F. J. (1974) The geology of basic portion of the western Bushveld igneous complex. Mem. geol. Surv... Dept. Ilin. S. Afr., 66, Govt. Printer, Pretoria. COUSINS, C. A. (1969) The Merensky Reef of the Bushveld igneous complex. Econ. Geol. Mono, 4, CRAIG, J. R. (1967) The Fe-Ni-S system. Violarite stability relations. Carnegie Inst. Wash. Year Book 66, CRAIG, J. R. ja KULLERUD, G. (1969) Phase relations in the Cu-Fe-Ni-S system and their application to the magmatic ore deposits. Econ. Geol. Mono. 4, DEER, W. A., HOWIE, R. A. ja ZUSSMAN, J. (1963) Rock-forming minerals, Vol. IV. Framework silicates. Longmans, London. ECKSTRAND, 0. R. (1975) The Dumont serpentinite: a model for control of nickeliferous opaque mineral assemplages by alteration reactions in ultramafic rocks. Econ. Geol. 70,

121 EUGSTER, EI. P. ja WONES, D. K. (1962) Stability relations of the ferruiyneous biotite, annite. J. Petrol. 3, FERINGA, G. (1959) The geoloqical succession in a portion of the north-western Bushveld (Union Section) and its interpretation. Trans. geol. Soc. S. Afr., 62, FINCHMI, C. J. B. ja RICHARDSON, F. D. (1954) The behaviour of sulphur in silicate and aluminate melts. Roy. Soc. London Philos. Trans. 223, GRATEROL, M. ja NALDRETT, A. J. (1971) Mineralogy of the Marbridge No. 3 & No. 4 nickel-iron sulfide deposits with some comrnents on low temperature equilibration in the Fe-Ni-S system. Econ. Geol. 66, GRINENKO, L. N. ja GRINENKO, V: A. (1968) Isotopic cornpo- sition of sulphur in connection with problems of ore deposits genesis. Intern. Geol. Congress, 23rd Session, Czechoslovakia 1968, Reports, Part 6, HAMILTON, D. L., BURNHAPI, W. C. ja OSBORN, E. F. (1964) The solubility of water and effects of oxygen fugacity.. and water content on crystallization in rnafic magmas., J. Petrol. 5, HARRIS, D. C. ja NICKEL, E. H. (1972) Pentlandite cornposi- tions and associations in some mineral deposits. Can. ~ineral. 11, HAUGHTON, D. R. ja ROEDER, P. L. (1972) Iron and sulphur in basaltic liquids. Can. Mineral. 11, HAUGHTON, D. R. ja SKINNER, B. J. (1972) Chemistry of sulfur in melts. Vol. of Abstracts, 24th Int. Geol. Congress, 420. HAUGHTON, D. R., ROEDER, P. L. ja SKINNER, B. J. (1974) Solubility of sulfur in mafic magmas. Econ. Geol. 69, HAWLEY, J. E. (1962) The Sudbury ores: Their mineralogy and origin. Can. Mineral. 7, 207 pp.

122 III:SC, H. H. (1960) Stillwater iyneous coniplex, Montana. A auantitative study. Mem. Geol. Soc. Amer., 80. HILL, R. E. ja ROEDEII, P. L. (1974) The crystallization of spinel from bcisaltic 1iqui.d as a func-tion of oxygen fugacity. J. Geol. 82, HUGG, R., ISOHANNI, M., KOIVUMAA, S., LÖYTYNOJA, M. ja PII- RAINEN, T. (19'76) An ADP-based mapping system for investigations of layered intrusions in Koillismaa area, north-eastern Finland. Bull. Geol. Soc. Finland (painossa).. - HAKLI, A. (14G3) Distribution of nickel between tlze silicate and sulphide phases in some basic intrusions in Finland. Bull. Comrn. Géol. Finlande 209. IRVINE, T. N. (1975) Crystallization sequences in the Muskox intrusion and other layered intrusions-ii. Origin of chromite layers and similar deposits of other magmatic ores. Geochim. Cosmochim. Acta 39, IRVINE, T. N. ja SMITH, C. H. (1967) The ultramafic rocks of the Muskox intrusion, Northwest Territories, Canada, Teoksessa Ultramafic and related rocks, toimit-, tanut WYLLIE, P. J. John Wiley & Sons. New York,. London, Sydney. ISOHANNI, M. (1.971) Palovaaran-Suhangon alueen kalliopera Perapohjan liuskealueen kaakkoisosassa. Pro gradu. Oulun yll.opiston geologian laitos. JUOPPERI, A. (1970) Porttivaaran emaksisen intrusiivin kiteytyminen ja siihen liittyvän titaani-rautamalmin synty Fe:n, Mg:n, Ti:n ja V:n jakaantumisen valossa. Pro gradu. Oulun yliopiston geologian laitos. JUOPPERI, A. (1972) Porttivaaran emäksisen intrusiivin kiteytyminen ja intrusiiviin liittyvän titaanirautamalmin synty raudan, magnesiumin, titaanin ja vanadiinin jakaantumisen valossa. Lisensiaattitutkimus. Oulun yliopiston geologian laitos.

123 KAHMA, A., SIIKARLA, T., VELTHDIM, V., VAASJOKI, 0, ja IKIK- KINEN, A. (1962) On the pros~~ecting and gcology of the Kemi chroriiite depocit, Finland. Bull. Cornm, Géol. Finlande 194. KATSURA, T. ja NAGASHIMA, S. (1973) Solubility of sulfur in some magmas at 1 atmosphcre. Geochim. Cosmochim. Acta 38, KILBURN, L. C-, WILSON, H. D. B.1 GRAHAM, A, R.1 OGURA, Y.1 COATS, C. J. A. ja SCOATES, R. F. J. (1369) Nickel sulfide ores related to ultramafic intrusions in Canada. Econ. Geol. Mono. 4, IZUJANPAA,. J. (1964) Kemin Penikkain jakson rakenteesta ja kromiiteista. Lisensiaattitutkimus. Oulun yliopiston geologian laitos. KULLERUD, G. (1957) Phase relations in the Fe-S-0 system. Carnegie Inst. Wash. Year Book.56, KULLERUD, G. (1963) The Fe-Ni-S system. Carnegie Inst. Wash. Year Book 62, KULLERUD, G. (1964) The Cu-Fe-S system. Carnegie Inst. Wash. Year Book 63, I<ULLERUD, G. (1967) Sulfide Studies, Teoksessa Researches in Geochemistry, Vol. 2, toimittanut P. H. Abelson. John Wiley & Sons. New York. KULLERUD, G., YUND, R. A. ja MOH, G. H. (1969) Phase relations in the Cu-Fe-S, Cu-Ni-S, and Fe-Ni-S systems. Econ. Geol. Mono. 4, LIEBENBERG, L. (1968) The sulfides in the layered sequence of the Bushveld igneous complex. Julkaisematon vaitös- kirja. Pretorian yliopisto. LIEBENBERG, L. (1970) The sulfides in the layered sequence of the Bushveld igneous complex. Geol. Soc. S. Africa, Special Pub. n:o 1, MACLEAN, W. H. (1969) Liquidus phase relations in the FeS- FeO- Fe304-Si02 system, and their application in geology. Econ. Geol. 64,

124 bliska, IZ. C. ja I l, b.. (1 973) The chcmical coriipositi.ons of synthetic and natural pentlandite assemblayes. Econ. Geol. 68, MOH, G. H. ja I<ULI,lZIIUD, G. (1963) Thc Cu-Ni.-S system. Carnegie Irisl. Wasli. Year Uook 62, MÄKELA, T. (1975) Ernaksi.sci~ mayiiian kiteytymineil ja differen- tiaatio Porttivaai-an alueella, IZoillisrriaalla. Pro gradu. Oulun yl.ioy).i.c;ton yeol ogian lai Los. NAGASHIMA, S. ja KATSURA, T. (1373) The solubility of sulfur in Na 0-Si02 melts under various oxygen partial 2.. pressures at ~ 1250 c, ~ ~ and 1300~~. Bull. Chen,. Soc. Japan 46, NALDRETT, A. J. (1969) A portion of the system Fe-S-0 between 900 and 1080"~ and its application to sulfide ore ma.gmas. J. Petrol. 10, NALDRETT, A. J. (1373) Nickel sulphide deposits - t-heir classification and genesis, with special emphasis on deposits of volcanic association. CIM Bull. 66, NALDRETT, A. J., CRAIG, J. R. ja KULLERUD, G. (1967) The central portion of the Fe-Ni-S system and its beariny!on pentlandi<e exolution in iron-nickel ores. Econ. Geol. 62, NALDRETT, A. J. ja KULLERUD, G. (1967) A study of the ~trathcona mine and its bearing on the origin of the nickel-copper ores of the Sudbury district, Ontario. J. Petrol. 8, NALDRETT, A. J., BRAY, J. G., GASPARRINI, E. L., PODOLSKY, T. ja RUCKLIDGE, J. C. (1970) Cryptic variation and the petrology of the Sudbury nickel irruptive. Econ. Geol. 65, NOCKOLDS, S. R. (1966) The behaviour of some eleme-nts during fractional crystallization of magma. Geochim. Cosmochim. Acta 30, OHENOJA, V. (1968) Porttivaaran-Kuusijärven alueen kalliope- ra. Pro gradu. Oulun yliopiston geologian laitos.

125 OSBORN, E. F. (1959) Hole of oxygen pressure in the crystal- lization and differentiation of basaltic magma. Am. Sci. 257, PAGE, N. J. (1971) Comments on the role of oxygen fugacity in the formation of immiscible sulfide liquids in the H chromite zone of the Ctillwater complex, Morit.ana. Econ. Geol. 66, PAGE, N. J. (1972) Pentlandite and pyrrhotite from Stillwater complcx, Montana: iron-nickel rations as a function of associated minerals. Econ. Geol. 67, PAGE, N. J., RILEY, L. B. ja HAFFTY, J. (1972) Vertical and lateral variation of platinum, palladium, and rhodium in the Ctillwater complex, Montana. Econ. Geol. 67, PAPUNEN, H. (1970) Culfide mineralogy of the Kotalahti and Hitura nickel-copper ores, Finland. Ann, Acad. Scicnt. Fennicae, Ser. A 111, n:o 109. PEARCE, T. H. (1970) Chemical variations in the Palisade sill. J. Petrol, ll., PIIRAINEN, T., HUGG, R., ISOHANNI, M. ja JUOPPERI, A. (1974) On the geotectonics and ore forming processes in the ' basic intrusive belts of Kemi-Suhanko and Syöte-Naran- kavaara, northern Finland. Bull. Geol. Soc. Finland 46, PRESNALL, D. C. (1966) The join forsterite-diopside-iron oxide and its bearing on the crystallization of basaltic and ultramafic magmas. Am. J. Sci. 264, ROEDER, P. L. ja OSBORN, E. F. (1966) Experimental data for the system Mg0-Fe0-Fe203-CaAlsSi208-Si02 and their petrological implications. Am. J. Sci. 264, ROSEBOOM, E. H. Jr. ja KULLERUD, G. (1950) The solidus in the system Cu-Fe-S between 400 and 800~~. Carnegie Inst. Wash. Year Book 57,

126 SASAI<I, A. (19 69) Si!l.pllui- isoiiopc: ~tiiill! of tlic Muckox in.(;ru.ciori, dictrict o:f i.'ic.ickeri::<i(-2. IJaper 68-46, Geol.. Surv. Cariada. SCHMIDT, E. R. (1952) Tlie stiuc1:u~-e and compocition of the Merensky Reef nnd associatcd roc1;c on the Rustenbux-g Platiiium Mine. TI-niis. ycol.. Soc. S. Af]-., 55, SCEIWARCZ, H. C. (1973) Sulfu~- isotolio? aiialyses of some Sudhury, Ontario, ores. Can. J. Earth Sci., 10, SHIMA, H. ja NALDRETT, A. J. (1975) Solubility of rulfur ri.n an ultramafic inelt and tlic rel-cvaiice of the cystem Fe-S-0. Econ. Geol. 70, SHIMAZAKI, H. ja CLARK, L. A. (1.973) Liquidus rclations In the FeS-FeO-SiO 2 -Na 20 system and geological implicatlons. Econ. Geol. 68, SIMONEN, A. (1960) Pre-Quarternary rocks in Finland. Bull. Cornrn. géol. Finlande 191. SKINNER, B. J. ja PECK, D. L. (1369) An im~iscible sulfide melt from IIawaii. Econ. Geol. Mono. 4, SMITH, C. H. (1962) Notes on the Muskox intrusion, Coppermine River Area, District of Mackenzie. Paper 61-25, Geol. Surv. Canada. SMITH, C. H. ja KAPP, W. E. (1963). The Muskox int.rusion, a recent1y:discovered layered intrusion in the Coppermine area, Northwest Territories, Canada. Min. Soc. Arner., Spec. paper 1, SOUCH, B. E., PODOLSRY, T. ja Geological Staff of the International Nickel Co. of Canada, Ltd. (1969) The sulfide ores of Sudbury: their particular relationship to a distinctive inclusion-bearing facies of the Nickel Irruptive. Econ. Geol. Mono. 4, STUMPFL, E. F. (1974) The genesis of platinum deposits: further thoughts. Minerals Sci. Engng. 6,

127 TILLEY, C. E., YODEK, 1-1. S. Jr. ja SCHAIRER, J. F. (1964) New relations oli meiting of basalts. Carnegie Inst. Wash. Year Book 63, TURNER, F. J. ja VERIIOOGEN, J. (1960) Igneous and metamorphic petrology. McGraw-Hil.1, London. VOGT, J. H. L. (1893) Bilduny Von Erzlagerstatten durch Differentiationprocesce in basischen Eruptivmagma. Z. Prakt. Geol. VOGT, J. H. L. (1917) Die Sulphid: Silikatschmelzlösungen. -. Norsk. Geoi. Tidsskrift IV. VOGT, J. H. L. (1923) Nickel in igneous rocks. Econ. Geol. 18, VUORELAINEN, Y., HAKLI, T. A. ja PAPUNEN, H. (1972) Argentiail pentlandite from some Finnish sulfide deposits. Am. Mineral. 57, '. WAGER, L. R. ja BROWN, G. M. (1968) Layered igneous rocks. Oliver and Boyd. Edinburgh and London. WILSON, H. D. B. (1953) Geology and geochemistry of base metal deposits. Econ. Geol. 48, WILSON, H. D. R. ja ANDERSON, D. T. (1959) The composition, of Canadian sulfide ore deposits. CIM Bull. 52, YODER, H. S. Jr. ja TILLEY, C. E. (1956) Natural tholeiite basalt-water system. Carnegie Inst. Wash. Year Book 55, YODER, H. S. Jr. ja TILLEY, C. E. (1962) Origin of basalt magmas: an experimental study of natural and synthetic rock systems. J. Petrol. 3,

128

129

130