Remanentti magnetoituma ja sen merkitys magneettisessa tulkinnassa Osa 1

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GSO Espoo GTK 52/2017 Remanentti magnetoituma ja sen merkitys magneettisessa tulkinnassa Osa 1 Satu Mertanen, Heikki Säävuori, Hanna Leväniemi, Maarit Nousiainen ja Satu Vuoriainen

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Tekijät Satu Mertanen, Heikki Säävuori, Hanna Leväniemi, Maarit Nousiainen ja Satu Vuoriainen KUVAILULEHTI / GTK 52/2017 Raportin laji Arkistoraportti Toimeksiantaja GTK Raportin nimi Remanentti magnetoituma ja sen merkitys magneettisessa tulkinnassa, Osa 1 Tiivistelmä Tässä raportissa käsitellään remanenttia magnetoitumaa (remanenssia), joka osaltaan vaikuttaa kallioperän magneettisen anomalian muodostumiseen indusoidun magnetoituman lisäksi. Raportissa on pyritty selvittämään, millä tavalla remanenssin suunta on huomioitava magneettisen mittausaineiston mallinnuksessa. Esimerkkialueina on tutkittu kolmea magneettisina anomalioina erottuvaa maastokohdetta, joista otettiin suunnattuja näytteitä, sekä yhtä kohdetta, josta oli saatavilla suunnattuja kairanäytteitä. Koska remanenssin laboratoriomittaukset vaativat yleensä näytteiden käsittelyä ja koska eri mittauslaitteilla on erilaiset herkkyysalueet, on raportissa verrattu eri laitteita keskenään ja haettu perusteita oikeanlaisen laitteen valintaan. Magneettisella mineralogialla on huomattava vaikutus magneettiseen anomaliaan, jota varten tutkimuskohteista on tehty mineralogisia määrityksiä sekä magneettisilla että optisilla menetelmillä. Raportin alkuun on koottu teoreettinen katsaus remanenssin syntytavoista, raekoon merkityksestä, remanenssin suuntien hajontaan vaikuttavista tekijöistä ja remanenssin tutkimusmenetelmistä. Tämä raportti, Osa 1, kattaa näytteenottoon ja näytekäsittelyyn liittyvät tekijät; raportin Osa 2 tulee käsittämään kohteelliset mallinnukset. Asiasanat (kohde, menetelmät jne.) remanenssi, indusoitu magnetoituma, geofysikaaliset menetelmät, magneettiset menetelmät, petrofysiikka Maantieteellinen alue (maa, lääni, kunta, kylä, esiintymä) Suomi, Uusimaa, Häme, Liuhto, Rånäs, Kedonojankulma, Lempää Karttalehdet L411, L412, L422 Arkistosarjan nimi Arkistoraportti Arkistotunnus GTK 52/2017 Kokonaissivumäärä 62 Kieli Suomi Hinta Julkisuus Julkinen Yksikkö ja vastuualue GSO Hanketunnus 50408-80010 Allekirjoitus/nimen selvennys Satu Mertanen Allekirjoitus/nimen selvennys

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 SISÄLLYS 1 JOHDANTO 1 2 TUTKIMUKSEN TARKOITUS 2 3 NÄYTTEENOTTOKOHTEET 2 3.1 Liuhto 5 3.2 Rånäs 6 3.3 Kedonojankulma 9 3.4 Lempää 10 3.4.1 Näytteenotto ja uudet petrofysiikan mittaukset Lempään muodostumasta 11 4 TEOREETTISTA TAUSTAA 12 4.1 Magneettiset anomaliat 12 4.2 Remanenssin syntytavat 13 4.3 Demagnetointi 14 4.4 Remanenssisuuntien hajontaan vaikuttavia tekijöitä 16 4.5 Suskeptibiliteetin ja remanenssin anisotropiasta 16 4.5.1 Suskeptibiliteetin anisotropia (AMS) 17 4.5.2 Remanenssin anisotropia 17 4.6 Magneettisesta mineralogiasta 18 5 LABORATORIOMENETELMÄT 18 5.1 Suskeptibiliteetin ja remanenssin mittalaitteet 18 5.2 Remanenssin suunnan ja intensiteetin mittaus 21 5.3 Termomagneettiset mittaukset 22 5.4 SEM-analyysit 22 6 REMANENSSIMITTAUSTEN VERTAILU JA TOISTETTAVUUS ERI LAITTEILLA 23 6.1 Kolmen magnetometrin ja kahden kappasillan tulosten vertailu 23 6.2 Squid- ja spinner-mittausten vertailu 24 6.3 Squid-mittausten toistettavuus 26 7 TUTKIMUSKOHTEIDEN PETROFYSIIKAN MITTAUSTULOKSET 27 7.1 Remanenssin suunnat tutkituissa muodostumissa 28 7.1.1 Liuhto 29 7.1.2 Rånäs 32 7.1.3 Kedonojankulma 34

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 7.1.4 Lempään gabro 36 8 TUTKIMUSKOHTEIDEN MAGNEETTINEN MINERALOGIA 38 8.1 Termomagneettiset mittaukset ja SEM-analyysit 38 8.1.1 Liuhto 39 8.1.2 Rånäs 39 8.1.3 Kedonojankulma 41 8.1.4 Lempää 41 8.2 SEM-analyysien ja petrofysiikan mittausten vertailu 42 9 LABORATORIOMITTAUSTEN VERTAILU LENTOMITTAUSTULOKSIIN 45 9.1 Liuhto 46 9.2 Rånäs 47 9.3 Kedonojankulma 48 10 JOHTOPÄÄTÖKSET 48 KIRJALLISUUS Liitteet 1-8

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 1 1 JOHDANTO Kallioperän magneettisissa mittauksissa näkyvä anomalia, joka aiheutuu kiven magneettisista mineraaleista, saattaa indikoida malmimuodostumaa. Mittausaineiston mallinnuksessa malmikohteen sijainti ja laatu voivat kuitenkin tulla väärin arvioiduiksi, jos ajatellaan anomalian aiheuttajan, kokonaismagnetoituman, koostuvan pelkästään Maan nykyisen magneettikentän suuntaisesta indusoituneesta magnetoitumasta. Kokonaismagnetoituma (vektorisuure) koostuu sekä indusoituneesta että remanentista magnetoitumasta (remanenssista), joka voi koostua useammasta erisuuntaisesta, eri magneettikentissä eri aikoina ja erilaisissa geologisissa prosesseissa syntyneestä komponentista. Magneettisessa mallinnuksessa voidaan remanentti magnetoituma usein ottaa huomioon ainoastaan sen suuruuden suhteen, jos näytteen suuntaustiedot puuttuvat tai remanenssin suuntaa ei voida muusta syystä mitata. Remanenssin suuruus suhteessa indusoituun magnetoitumaan voidaan ilmoittaa remanentin ja indusoidun magnetoituman suhdetta esittävällä Königsbergerin arvolla, ns. Q-suhteella. Usein ongelmana mallinnuksessa on epätietoisuus remanenssin merkittävyydestä malmikohteen anomaliaa tulkittaessa. Oletuksena on tyypillisesti se, että remanenssia ei ole, tai että remanenssin suunta yhtyy nykykentän suuntaan, jolloin se vain kasvattaa kokonaismagnetoituman intensiteettiä. Näin asia usein onkin, jos kyseessä on esimerkiksi karkearakeinen intruusio, jossa muinaisen remanenssin suunta on vähitellen kääntynyt nykykentän suuntaiseksi. Malmikohteiden mallinnuksessa ei yleensä ole pystytty selvittämään, poikkeaako remanenssin suunta nykykentästä, ja pitäisikö se näin ollen huomioida mallinnuksessa. Usein remanenssin suunnan huomioon ottamattomuuden syynä on se, että näytteitä ei ole otettu suunnattuina, jolloin remanenssin suuntaakaan ei ole voitu selvittää. Tässä raportissa tarkastellaan magneettisia anomalioita, jotka on valittu Suomen alueelta tehdyiltä lentomittauskartoilta. Nämä mittaukset on suoritettu kahdessa vaiheessa. Ensimmäinen koko Suomen kattava korkealentomittauskartoitus 150 m korkeudelta ja 400 m linjavälillä päättyi vuonna 1972 (Peltoniemi 1982), jonka jälkeen aloitettiin uusi matalalento-kartoitusohjelma käyttäen 30 m nimellistä lentokorkeutta ja 200 m linjaväliä. Tämä koko maan kattava, nykyisin käytössä oleva kartoitusaineisto valmistui vuonna 2007 (Hautaniemi ym. 2005). Näiden mittausten tulkitsemiseksi tehtiin myös koko Suomen kattava petrofysikaalinen kartoitussohjelma vuosien 1980 1991 aikana. Tässä kartoitusohjelmassa kerättiin uusia näytteitä ja mitattiin aikaisemmin kallioperäkartoituksen yhteydessä kerätyistä näytteistä petrofysiikan ominaisuuksia yhteensä n. 130 000 näytteestä (Korhonen ym. 1991). Nämä tulokset on tallennettu petrofysiikan tietokantaan (Säävuori ja Hänninen 1997). Raportissa käsitellään esimerkkikohteiden avulla magneettisiin anomalioihin liittyvää remanenssia ja niiden syntyyn vaikuttavaa magneettista mineralogiaa. Raportissa kuvattuja menetelmiä ja tulkintaohjeita voidaan kuitenkin soveltaa myös erityyppisissä geologisissa ympäristöissä ja kohteellisemmassa magneettisessa tulkinnassa.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 2 2 TUTKIMUKSEN TARKOITUS Tämän raportin tarkoituksena on tuoda kattavasti esiin remanenssin esiintymiseen, tutkimiseen ja tulkintaan liittyviä tekijöitä. Tutkimusta varten on otettu suunnattuja näytteitä maastossa kolmesta erilaisesta kohteesta, jotka magneettisten lentomittausten perusteella ovat voimakkaasti magnetoituneita. Sen lisäksi suunnattuja näytteitä otettiin yhdestä voimakkaan anomalian malmikohteesta kolmesta pitkästä kairanreiästä. Kaikista näytteistä on mitattu laboratoriossa petrofysikaaliset suureet; tiheys, magneettinen suskeptibiliteetti, remanenssin suunta ja intensiteetti sekä induktiivinen ominaisvastus. Kohteiden kuvaukset ja näytteenotto on esitetty raportin alussa. Raportin alkuosaan on koottu teoreettisia seikkoja remanenssin synnystä, esiintymisestä ja sen tutkimisesta. Työssä esitetään remanenssin suuntien hajontaan vaikuttavia tekijöitä, demagnetoinnin merkitystä remanenssin suunnan pysyvyyttä selvittävänä menetelmänä ja kuvataan lyhyesti suskeptibiliteetin ja remanenssin anisotropian merkitystä remanenssitutkimuksissa. Koska näytteitä on mitattu eri mittalaitteilla, joilla on erilaiset herkkyydet, on raportissa selvitetty miten hyvin heikomman herkkyyden laitteet vastaavat paremman herkkyyden laitteiden tuloksia, ja tarvitaanko näytekäsittelyä vaativien herkempien laitteiden mittauksia luotettavien tulosten saamiseksi. GTK:n käytössä olevista suskeptibiliteetin ja remanenssin mittaamiseen tarkoitetuista laitteista ja niiden herkkyyksistä annetaan lyhyet kuvaukset, jonka jälkeen eri laitteiden antamia tuloksia nyt tutkituista kohteista verrataan keskenään. Tämän vertailun tuloksena annetaan yleiset suositukset käytettävän laitteen valintaperusteista. Suskeptibiliteetin ja remanenssin mittalaitteiden kuvausten lisäksi kuvataan tässä työssä käytetyt menetelmät magneettisen mineralogian selvittämiseen; termomagneettiset testit ja pyyhkäisyelektronimikroskoopilla (SEM) tehdyt analyysit. Raportin viimeisen osan muodostaa nyt tutkittujen kohteiden petrofysiikan laboratoriomittausten tulokset ja erityisesti remanenssitulosten tulkinta. Magneettista mineralogiaa ja magneettista raekokoa on tutkittu mitatuista näytteistä kivimagneettisilla testeillä ja SEM-analyyseillä. Laboratoriomittauksista saatuja magneettisen suskeptibiliteetin ja remanenssin tuloksia on verrattu lentomittauksista saatuihin magneettisiin tuloksiin. Mitatuista remanenssisuunnista on laskettu niiden vaikutus kohteiden magneettiseen anomaliaan, jotta on saatu selvitettyä, onko remanenssin suunta huomioitava mallinnuksessa. Tämä raportti muodostaa ensimmäisen osan, Osan 1, laajemmasta magneettisten anomalioiden tulkintaan liittyvästä kokonaisuudesta. Osassa 2 tullaan käyttämään mitattuja petrofysiikan suureita tutkimuskohteiden magneettisen mittausaineiston numeerisessa 3D-mallinnuksessa. Osassa 2 pyritään myös esittämään keinoja selvittää remanenssin osuutta magneettisen anomalian synnystä silloinkin, kun näytteitä ei ole käytettävissä. 3 NÄYTTEENOTTOKOHTEET Kohteiksi valittiin Etelä-Suomen alueelta tutkimuksen alla olevia tai jo tutkittuja kohteita, jotka näkyvät selkeästi magneettisina anomalioina. Kohteiden valinnassa käytettiin hyväksi geologisia

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 3 tietoja, geofysiikan lento- ja maastomittauskarttoja sekä GTK:n petrofysiikan tietokannan (Säävuori ja Hänninen 1997) aineistoa. Maastokohteiksi valittiin kolme muodostumaa (kohteet nimettiin lähimmän paikan mukaan, Liuhto, Rånäs ja Kedonojankulma), joiden lisäksi tutkimuksiin mukaan otettiin yksi kohde (Lempää), josta oli saatavilla kairanreikäaineistoa (Kuva 1). Kalliopaljastumanäytteet otettiin pääasiassa minikairalla (Pomeroy Industries), jolla näytteen halkaisijaksi tulee 2,5 cm. Näytteiden pituudet olivat 5-15 cm, yleisimmin noin 7 cm. Lisäksi muutamia näytteitä otettiin vasaralla lohkaisemalla ns. nyrkkinäytteinä. Kaikki näytteet suunnattiin aurinkosuuntauslaitetta (Pomeroy Industries) apuna käyttäen. Kustakin maastokohteesta näytteitä otettiin 4-6 paljastumalta ja jokaiselta paljastumalta 2-7 kairanäytettä. Maastossa näytteenottokohteeksi valittiin voimakkaammin magnetoituneita paljastuman osia käyttäen apuna erilaisia geofysikaalisia mittalaitteita, kuten induktiivisesti mittaavaa suskeptibiliteetti- ja johtavuusmittalaitetta (Terraplus KT-20), magnetometriä (Geoinstruments JH 13) ja ns. malmiharavaa (APEX Double-Dipole Mark II), jolla saatiin paikannettua sähköä johtavat kallioperän muodostumat. Pyrkimyksenä oli saada näytteitä sekä sähköä johtavista että resistiivisistä kallioperän magnetoituneista osista. Maastossa otetut suunnatut minikairanäytteet (halkaisija 2,5 cm) sahattiin 2,1 cm pituisiksi osanäytteiksi, jolloin jokaisesta kairanäytteestä saatiin 2-6 osanäytettä. Maastossa otetuista suunnatuista nyrkkinäytteistä preparoitiin kairaamalla 2-3 vastaavaa osanäytettä. Lempään gabron näytteenotto kairasydämistä ja näytteiden preparointi on esitetty kappaleessa 3.4.1.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 4 Kuva 1. A) Tutkimuskohteet (Rånäs, Liuhto, Lempää ja Kedonojankulma) esitettyinä geologisella kallioperäkartalla. B) Rånäsin ja Liuhdon kohteet sekä C) Kedonojankulman ja Lempään kohteet esitettynä magneettikenttäkartalla. Punainen väri kuvastaa magneettikentän korkeita ja sininen matalia arvoja. Suomen kallioperä - DigiKP. Digitaalinen karttatietokanta [Elektroninen aineisto]. Espoo: Geologian tutkimuskeskus. Versio 1.0. Pohjakartat: Maanmittauslaitos

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 5 3.1 Liuhto Liuhdon kohde sijaitsee Uusimaan vyöhykkeessä (esim. Nironen et al. 2017) Orijärven alueella ja koostuu pääasiassa ultramafisesta vulkaniitista, metapikriitistä, muodostaen osan ns. Salitun muodostumaa (Nironen et al. 2017). Näytteitä otettiin ultramafisesta vulkaniitista. Liuhdon kohteen magneettinen anomalia on pyöreämuotoinen (Kuva 2) ja leveydeltään noin 1 km:n kokoinen. Kohteen matalalentomittauksissa havaittu voimakkuus on korkeimmillaan n. 4 000 nt. Liuhdon kohteesta (Kuva 2) otettiin yhteensä 17 näytettä neljältä eri paljastumalta (paljastumat 1-4, Taulukko 1). Jokaiselta paljastumalta otettiin vähintään 3 näytettä. Paljastumalla 3 yksi näyte (näyte 7) otettiin noin 12 metrin päästä muista näytteistä. Paljastumat 1-3 sijaitsevat voimakkaan magneettisen anomalian kohdalla. Kivilaji on karkearakeista ultramafista vulkaniittia (Kuva 3). Paljastumalla 1 mitattu liuskeisuus on suunnassa 340 /75 SW. Paljastuma 4 sijaitsee magneettisen anomalian gradientissa. Kivi on hienorakeisempaa ultramafista vulkaniittia ja selvästi suuntautuneempaa kuin edellisillä paljastumilla. Liuskeisuus on suunnassa 315 /75 SW. Kuva 2. Liuhdon kohteen yksinkertaistettu (naparedukoimaton) aeromagneettinen kartta, jossa päähuomio on kohdistettu anomalian koon ja muodon esiin tuomiseen. Anomalian sivuminimi on niin pieni, että se ei näy tässä esitysmuodossa. Sama koskee myös karttoja kuvissa 3 ja 4. Näytteenottokohteet, paljastumat 1-4, on esitetty punaisilla ympyröillä. Numerot paljastumanumeron perässä (esim. 1-3) ilmoittavat paljastumalta otettujen näytteiden määrän. Pohjakartat: Maanmittauslaitos.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 6 Kuva 3. a) Liuhdon kohteen ultramafista vulkaniittia, b) Näytteet 1.1-1.4 Taulukko 1. Liuhdon kohteen näytteiden paljastumatiedot. Alue/paljastuma Kivilaji Koordinaatit (KKJ3) LIUHTO x y SMM2-2016-1 Ultramafinen vulkaniitti 6692992 3310651 SMM2-2016-2 Ultramafinen vulkaniitti 6692982 3310650 SMM2-2016-3 Ultramafinen vulkaniitti 6692839 3310712 SMM2-2016-4 Ultramafinen vulkaniitti 6693049 3310543 3.2 Rånäs Uusimaan vyöhykkeellä sijaitsevasta Rånäsin kohteesta näytteet otettiin lähinnä intermediäärisestä vulkaniitista. Rånäsin kohteen magneettinen anomalia muodostuu useammista itä-länsi-suuntaisista kapeista jaksoista, joiden kokonaispituus on noin 1.5 km (Kuva 4). Matalalentomittauksissa havaittu anomalia on voimakkuudeltaan korkeimmillaan n. 1 400 nt. Kohteessa on tehty lentomittausten lisäksi myös geofysikaalisia maastomittauksia.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 7 Kuva 4. Rånäsin kohteen yksinkertaistettu (naparedukoimaton) aeromagneettinen kartta. Näytteenottokohteet, paljastumat 5-10, on esitetty punaisilla ympyröillä. Numerot paljastumanumeron perässä (esim. 6.1-3) ilmoittavat paljastumalta otettujen näytteiden määrän. Paljastuma 7 (vain yksi näyte) on aivan paljastuman 6 vieressä, eikä näy kuvassa. Pohjakartat: Maanmittauslaitos. Rånäsin kohteesta (Kuva 4) otettiin pääasiassa intermediäärisestä vulkaniitista yhteensä 18 näytettä kuudelta paljastumalta (paljastumat 5-10, Taulukko 2). Paljastumalla 5 kivilaji on selvästi raitaista ja liuskeista sekä granaattipitoista (Kuva 5a). Granaattipitoisissa osissa suskeptibiliteetti on paljastumalla mitattuna noin 0.02 SI ja ei-granaattipitoisissa osissa noin 0.05 SI. Liuskeisuus on 50 /80 NW. Paljastumalla 6 kivi on gneissimäistä, mutta ei niin selkeästi suuntautunutta kuin paljastumalla 5 (Kuva 5b). Se on ruosteista, sisältää selvästi kiisuja ja johtokyky on > 10 S/m. Paljastuma 8 on pienen erillisen magneettisen anomalian reunalla kohteen länsiosassa edustaen tutkittavan anomalia-alueen lähiympäristöä (Kuva 6a). Tällä paljastumalla kivilaji on granitoidia. Kaksi näytettä otettiin granitoidin keskellä sijaitsevasta noin 1-1.5 m leveästä ruosteisesta osueesta, jossa maastossa mitatut suskeptibiliteetit ovat noin 0.02 SI. Paljastuma 9 sijaitsee magneettisen anomalian reunaosassa. Ulkonäöltään kivi muistuttaa paljastuman 5 granaattipitoista intermediääristä vulkaniittia (Kuva 6b). Liuskeisuus on 55 /90. Suskeptibiliteetit ovat noin 0.02 SI. Paljastumalla 10 ei ole näkyvää granaattia. Liuskeisuus on 60 /90. Suskeptibiliteetit ovat luokkaa 0.006 SI ja johtavuus on > 10 S/m.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 8 Taulukko 2. Rånäsin kohteen näytteiden paljastumatiedot Alue Kivilaji Koordinaatit (KKJ3) RÅNÄS x y SMM2-2016-5 Intermediäärinen vulkaniitti 6671905 3313058 SMM2-2016-6 Intermediäärinen vulkaniitti 6671879 3312961 SMM2-2016-7 Intermediäärinen vulkaniitti 6671886 3313009 SMM2-2016-8 Intermediäärinen vulkaniitti 6671619 3311982 SMM2-2016-9 Intermediäärinen vulkaniitti 6672121 3314352 SMM2-2016-10 Intermediäärinen vulkaniitti 6672064 3314290 a) b) Kuva 5. Rånäsin a) raitaista granaattipitoista intermediääristä vulkaniittia (paljastuma 5), b) ruosteista intermediääristä vulkaniittia (paljastuma 6). a) b) Kuva 6. Rånäs, a) ruosteinen osue granitoidissa (paljastuma 8), b) intermediääristä vulkaniittia (paljastuma 9).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 9 3.3 Kedonojankulma Hämeen liuskevyöhykkeellä sijaitsevassa Kedonojankulman (Kuva 7) Au-Cu-pitoisessa kohteessa isäntäkivenä on porfyyrinen tonaliitti-intruusio, jota ympäröi mafiset ja intermediääriset Häme-ryhmän vulkaniitit (Tiainen et al. 2012). Näytteet otettiin mafisesta vulkaniitista. Kedonojankulman muodostuma liittyi GTK:n malmipotentiaalitutkimuksiin ja kohteesta on tehty myös geofysikaalisia maastomittauksia (Tiainen et al. 2012). Noin kahden kilometrin pituinen lounais-koillis-suuntainen anomalia koostuu useammasta osasta. Matalalentomittauksissa havaittu anomalian voimakkuus on korkeimmillaan n. 1 400 nt. Kedonojankulman kohteessa mafisesta vulkaniitista otettiin yhteensä 13 näytettä viideltä paljastumalta (paljastumat 11-15, Taulukko 3) kahdelta eri alueelta (Kuva 7). Paljastumilla 11-13 kivilaji on melko epähomogeenista ja karkearakeista. Liuskeisuus on suunnassa 35, mutta kaadetta ei saatu mitattua. Magneettiset suskeptibiliteetit ovat melko alhaisia, n. 0.02 SI, mutta kivet ovat hyvin johtavia (> 10 S/m). Paljastumilla 14-15 kivi on melko rikkonaista, keskirakeista, sisältäen kvartsi-saumoja (Kuva 8). Paljastumalla 15 mitatut suskeptibiliteetit vaihtelevat välillä 0.004 0.01 SI. Kuva 7. Kedonojankulman kohteen yksinkertaistettu (naparedukoimaton) aeromagneettinen kartta. Näytteenottokohteet, paljastumat 11-15, on esitetty punaisilla ympyröillä. Numerot paljastumanumeron perässä (esim. 1-3) ilmoittavat paljastumalta otettujen näytteiden määrän. Pohjakartat: Maanmittauslaitos.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 10 Taulukko 3. Kedonojankulman kohteen näytteet Alue Kivilaji Koordinaatit (KKJ3) KEDONOJANKULMA x y SMM2-2016-11 Mafinen vulkaniitti 6761304 3309944 SMM2-2016-12 Mafinen vulkaniitti 6761319 3309926 SMM2-2016-13 Mafinen vulkaniitti 6761304 3309928 SMM2-2016-14 Mafinen vulkaniitti 6761606 3310108 SMM2-2016-15 Mafinen vulkaniitti 6761575 3310087 Kuva 8. Kedonojankulma (paljastuma 14). 3.4 Lempää Hämeen liuskevyöhykkeellä sijaitsevasta Lempään mafis-ultramafisesta Ni-pitoisesta intruusiosta (Kuva 9) on paljon geofysikaalista maastomittausaineistoa. Kesällä 2016 kohteessa kairattiin 200-300 m syvyisiä suunnattuja kairareikiä (L4222015R49, L4222015R50 ja L4222015R51), joista on tehty myös petrofysikaaliset mittaukset (Leväniemi 2016b). Lempään gabron geologiset ja geofysikaaliset tutkimustulokset on esitetty GTK:n raporteissa (Kärkkäinen et al. 2016, Leväniemi 2016a, 2016b). Koko intruusio on mallinnettu painovoimamittausten perusteella kappaleena, jonka dimensiot ovat n. 1,5 km joka suuntaan. Intruusion pohjoisosan ultramafinen osio näkyy lento- ja maastomittauksissa voimakkaana lähes itä-läntisenä magneettisena anomaliana (Leväniemi 2016b). Tässä tutkimuksessa tehtiin mittauksia kairanrei stä R49, R50 ja R51, joissa kivilajit koostuvat pyrokseniitista, peridotiitista, duniitista ja gabro-pyrokseniitista (Taulukko 4).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 11 3.4.1 Näytteenotto ja uudet petrofysiikan mittaukset Lempään muodostumasta Lempään muodostuman halkaisijaltaan 50 mm olevista kairasydämistä tehtiin Lopen kairasydänarkistossa Terraplus KT20 -laitteella suskeptibiliteetti- ja johtavuusmäärityksiä sekä ilmavesipunnituksella tiheysmäärityksiä. Kairareiän R49 sydämestä tehtiin Lopella 59 tiheyden mittausta ja 10 suskeptibiliteetin mittausta (Liite 1). Kairasydämestä R50 tehtiin 71 tiheyden ja suskeptibiliteetin mittausta (Liite 2) ja kairasydämestä R51 34 tiheyden ja 20 suskeptibiliteetin mittausta (Liite 3). Kuva 9. Lempään gabron aeromagneettinen kartta (naparedukoitu; Leväniemi 2016). Tässä raportissa esitetään tuloksia kairarei istä R49, R50 ja R51. Karttalehtiruutu 200x200 m. Ks. linkki Kuvassa 1. Pohjakartat: Maanmittauslaitos. Tarkempiin laboratoriomittauksiin valittiin yhteensä 30 suunnattua näytettä, jotka kuitenkaan eivät ole aivan samoilta syvyyksiltä kuin Lopella mitatut näytteet. Laboratoriomittauksiin otettiin R49:stä 9 näytettä, R50:stä 13 näytettä ja R51:stä 8 näytettä. Koska kairanäytteissä kivilaji vaihtelee eri syvyyksillä, eivät Lopen mittaukset ja laboratoriomittaukset ole siten keskenään täysin vertailukelpoisia. Lopen kairasydänarkistossa tehdyt mittaukset on kuitenkin esitetty liitteissä 1-3, jotta saadaan käsitys KT20-laitteen tarkkuudesta laboratoriomittauksiin verrattuna. Laboratoriomittauksiin valitut 30 isoa kairasydännäytettä mitattiin aluksi sellaisinaan laboratoriossa. Näiden mittausten jälkeen näytteistä otettiin kairaamalla pienempiä osanäytteitä (halkaisija 2,5 cm). Kairasydämestä R49 otettiin yhteensä 22 osanäytettä, R50:stä 40 ja R51:stä 24 osanäytettä. Taulukko 4. Lempään kohteen näytteiden kairareikätiedot. Alue Kivilaji Lähtökoordinaatit (EUREF-FIN) LEMPÄÄ x y R49 Pyrokseniitti, peridotiitti, duniitti 6754389 319471 R50 Pyrokseniitti, peridotiitti, duniitti 6754412 319525 R51 Gabro-pyrokseniitti 6754419 319525

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 12 4 TEOREETTISTA TAUSTAA 4.1 Magneettiset anomaliat Kuten edellä on kuvattu, valittiin tässä työssä tutkittavat kohteet voimakkaiden magneettisten anomalioiden perusteella. Magneettisia anomalioita aiheuttavat pääasiassa kallioperässä esiintyvät ferromagneettiset mineraalit (joilla on kyky voimistaa ulkoista Maan magneettikenttää). Tässä raportissa käytetään termiä ferromagneettinen kuvaamaan yleisessä mielessä mineraaleja, joissa esiintyy voimakkaat vuorovaikutussidokset vierekkäisten Fe-atomien magneettisten momenttien välillä (ks. esim. Butler 1992). Termi ferrimagneettinen kuvaa tarkemmin nimenomaan niitä mineraaleja, joissa vierekkäisten atomien magneettiset momentit ovat erisuuruisia ja vastakkaissuuntaisia. Ferro-/ferrimagneettiset mineraalit ovat magneettisten anomalioiden pääasiallinen lähde. Paramagneettisilla mineraaleilla on kyky voimistaa ulkoista kenttää, mutta niiden vaikutus on erittäin pieni. Diamagneettiset mineraaleilla on kyky heikentää ulkoista magneettikenttää, mutta näidenkin mineraalien vaikutus ulkoiseen kenttään on niin pieni, että ne jäävät yleensä mittauksissa havaitsematta. Para- ja diamagneettiset kallioperän alueet erottuvatkin tavallisemmin ympäristöään heikommin magnetoituneina, negatiivisina anomalioina. Maaperässäkin esiintyy magneettisia mineraaleja, mutta yleensä niiden pitoisuudet ovat niin alhaisia ja kerrostumapaksuudet niin pieniä, että ne eivät erotu ympäristöstään magneettikenttäkartoilla. Magneettinen anomalia koostuu kokonaismagnetoitumasta, jolla tarkoitetaan Maan nykyisen magneettikentän indusoiman ja remanentin magnetoituman (remanenssin) vektorisummaa. Indusoitunut magnetoituma on Maan nykyisen magneettikentän kappaleeseen aiheuttama (indusoima) magnetoituma, jonka suunta ilmoitetaan deklinaationa ja inklinaationa. Nyt tutkittujen kohteiden alueella indusoivan kentän deklinaation suunta on 8 ja inklinaatio 74. Remanentin magnetoituman ja indusoidun magnetoituman suhdetta kuvataan ns. Königsbergerin luvulla eli Q-suhteella, joka lasketaan kaavalla (Kaava 1): Kaava (1) Q = J KH missä J = remanenssin intensiteetti, K = suskeptibiliteetti, H = näytteenottopaikan magneettikentän voimakkuus Q-arvon laskussa on Geofysiikan laboratoriossa käytetty keskimääräistä Suomen magneettikentän voimakkuuden arvoa 41 A/m. Remanenssi voi syntyä ainoastaan ferromagneettisia mineraaleja sisältävään kiveen. Tavallisimmat Suomen kallioperässä esiintyvät ferromagneettiset mineraalit ovat magnetiitti (Fe 3O 4) ja magneettikiisu (Fe 7S 8). Puhtaan magnetiitin keskimääräinen suskeptibiliteetti (magnetoitumiskyky) on 6 SI (Schön 1996) mutta se voi vaihdella laajalla alueella mm. mineraalin sisältämien muiden alkuaineiden, kuten titaanin, vaikutuksesta (Dunlop and Özdemir 1997). Magnetiitti on heikommin sähköä johtavaa kuin voimakkaasti johtava magneettikiisu (Schön 1996). Magneettikiisu voi olla kiderakenteeltaan paramagneettista heksagonista muotoa tai ferromagneettista monokliinista muotoa. Monokliinisen magneettikiisun suskeptibiliteetti on keskimäärin 1.5 SI (Schön 1996). Muita ferromagneettisia mineraaleja ovat esimerkiksi maghemiitti, götiitti, greigiitti ja hematiitti, joilla ei kuitenkaan Suomen kallioperän anomaliatulkintojen kannalta ole niiden vähäisyyden ja/tai heikon

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 13 magnetoituman takia merkitystä. Tyypillisiä suskeptibiliteetin ja remanenssin arvoja Suomen kivilajeista on esitetty Airon ja Säävuoren (2013) raportissa. 4.2 Remanenssin syntytavat Kallioperän remanenssi voi syntyä erilaisissa geologisissa prosesseissa. Jos samaan kiveen vaikuttaneet peräkkäiset prosessit ovat tapahtuneet hyvin eri aikoina (esimerkiksi miljoonien vuosien mittakaavassa), voi kivessä esiintyä erisuuntaisia remanenssikomponentteja mannerliikunnan seurauksena ja siitä johtuvasta kiven asettumisesta uuteen Maan magneettikenttään. Seuraavassa kuvataan lyhyesti remenanssin eri syntytapoja (esim. Butler 1992). Magmasyntyisten kivien alkuperäinen, primääri remanentti magnetoituma on ns. termoremanenttia magnetoitumaa (TRM), kun magma jäähtyy tiettyyn lämpötilaan ja magmassa kiteytyneisiin ferromagneettisiin mineraaleihin lukkiutuu sen aikainen Maan magneettikentän suunta. Jokaisella ferromagneettisella mineraalilla on mineraalille ominainen ns. Curie-lämpötila, jonka alapuolella magnetoituma lukkiutuu. Esimerkiksi magnetiitin Curie-lämpötila on 580ºC ja monokliinisen magneettikiisun 320ºC (Dunlop and Özdemir 1997). Myöhemmissä geologisissa prosessissa kivi on saattanut metamorfoitua, jolloin kiven lämpötila on uudelleen noussut yli Curie-lämpötilan. Tällöin kiveen syntyy uusi termoremanenssi, jonka suunta jälleen vastaa Maan sen aikaista ulkoista magneettikenttää, mikä saattaa poiketa edellisestä kentästä. Jos metamorfoosissa lämpötila nousee, mutta ei kuitenkaan yli Curie-lämpötilan, syntyy vain osaan ferromagneettisista rakeista uutta vallitsevaa kenttää seuraava suunta. Tällöin puhutaan ns. osittaisesta termoremanentista magnetoitumasta (ptrm). Kokonaisremanenssi on silloin näiden kahden komponentin, eli aikaisemmin syntyneen primäärin remanenssin ja uudelleen syntyneen osittaisen remanenssin summa. Toinen varsinkin malmimuodostumissa esiintyvä merkittävä remanenssilaji on ns. kemiallinen remanenssi (CRM). Kemiallinen remanenssi syntyy ferromagneettisiin mineraaleihin, kun rakeet ovat kiteytyneet alle Curie-lämpötilan, tai jos aikaisempi ferromagneettinen mineraali muuttuu toiseksi ferromagneettiseksi mineraaliksi. CRM voi syntyä kiveen hyvin alhaisissa lämpötiloissa esimerkiksi hydrotermisen fluiditoiminnan seurauksena. Esimerkiksi monokliininen magneettikiisu voi kiteytyä jo 200 C:n lämpötilassa (esim. El Bay 2011). Kun kivi on pitkän ajan ulkoisessa magneettikentässä, saattavat kiven ferromagneettisten mineraalien magneettiset momentit kääntyä vallitsevan kentän suuntaan. Tällöin puhutaan ns. viskoosista remanentista magnetoitumasta (VRM). Jos kiven lämpötila tänä aikana nousee, on kyseessä ns. termoviskoosi remanenssi (TVRM). Kuten osittaisen termoremanenssinkin tapauksessa, voi kiven kokonaisremanenssi koostua kahdesta eri aikoina syntyneestä remanenssista, tässä tapauksessa alkuperäisestä remanenssista (TRM tai CRM) ja viskoosista remanenssista (VRM), jolloin kokonaisremanenssi on näiden kahden remanenssilajin summa. Koska varsinkin prekambriset kivet ovat tyypillisesti olleet mukana useissa perättäisisissä geologisissa prosesseissa (esimerkiksi magmakiven synnyn jälkeinen metamorfoosi, jonka jälkeen kivessä on vielä tapahtunut fluiditoimintaa), saattaa yksittäisen kiven remanenssi koostua useista eri aikoina syntyneestä komponentista. Seuraavassa kappaleessa esitetään, miten eri komponentit voidaan demagnetoimalla erotella toisistaan. Huomattavaa tässä yhteydessä on korostaa, että kun remanenssia

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 14 käytetään mallinnuksessa, käytetään kuitenkin aina remanenssikomponenttien summavektoria, vaikka remanenssi koostuisikin useammasta komponentista. 4.3 Demagnetointi Demagnetoinnin tarkoituksena on 1) pestä pois ns. paleomagneettinen kohina (ks. luku 4.4), 2) erotella näytteessä esiintyvät erisuuntaiset ja eri aikoina syntyneet remanenssikomponentit, sekä 3) antaa tietoa näytteen magneettisten rakeiden raekoosta ja ns. koersiviteetista (ks. myöhemmin), joilla on merkitystä mm. viskoosin remanenssin syntymiseen ja siten siihen, onko remanenssin suunta tämän päivän kentän suunnassa. Demagnetointi voidaan tehdä käyttäen vaihtovirralla aikaansaatua muuttuvaa magneettikenttää (AF, alternating field) (Zijderveld 1967). AF-demagnetoinnissa ulkoista AF-kenttää nostetaan automaattisesti asteittain maksimissaan 15 kertaa välillä 0 140 mt (Kuva 10). Jokaisen demagnetointikerran jälkeen remanenssin suunta ja intensiteetti mitataan. Eri demagnetointikerroilla vaikutetaan erikokoisiin ja erimuotoisiin magneettisiin rakeisiin. Jokaisella mineraalirakeella on sille ominainen kykynsä säilyttää magnetoitumisensa ulkoisessa magneettikentässä ja kentän poistamisen jälkeen (= koersiviteetti), joka riippuu lähinnä kiderakenteesta, rakeen muodosta ja koosta (esim. Butler 1992, Dunlop and Özdemir 1997). Rakeet, joilla on alhainen koersiviteetti, ovat ns. multi domain (MD)-rakeita, joissa magneettiset momentit demagnetoitaessa kääntyvät helposti ulkoisen vaihtovirtakentän suuntaan. Tällöin vaihtovirtakentän mukana vuoroin ylös- ja vuoroin alaspäin osoittavat magneettiset momentit kumoavat toistensa vaikutuksen ja intensiteetti nollautuu (Butler 1992). Kun vaihtovirtakentän voimakkuutta nostetaan, vaikutetaan aina korkeamman koersiviteetin omaaviin rakeisiin. Suurikokoiset tasasivuiset magnetiittirakeet ovat tyypillisiä alhaisen koersiviteetin MD-rakeita, joissa magnetoituma kääntyy helposti ulkoisen kentän suuntaan. Rakeet, joilla on korkea koersiviteetti, ovat ns. single domain (SD)-rakeita, joiden magneettiset momentit eivät helposti käänny ulkoisen kentän suuntaan ennen kuin kenttä on niin korkea, että se vaikuttaa myös näihin rakeisiin. Hyvin pienet tai neulasmaiset magnetiittirakeet ovat tyypillisesti SDrakeita ja niillä on korkea koersiviteetti, joten ne pystyvät parhaiten säilyttämään muinaisen remanenssinsa. Kun kaikkien rakeiden magneettiset momentit on saatu hajautettua asteittain nostetuilla vaihtovirtakentillä, on näytteestä saatu niin sanotusti pestyä remanenssi pois, jolloin remenanssin intensiteetti on vähitellen laskenut nollaan. Squid-magnetometriin kytketyn AF-demagnetointilaitteen korkein kenttä on 140 mt (lähes 3000 kertainen maan magneettikenttään verrattuna), jolla tyypillisesti saadaan esimerkiksi magnetiitin remanenssi pestyä pois kokonaan. Magneettikiisulla on magnetiittia korkeampi koersiviteetti, joten vaihtovirtademagnetoinnilla ei magneettikiisun remanenssia saada aina pestyä pois. Tämä voidaan tehdä ns. termisellä demagnetoinnilla, jossa näytettä lämmitetään asteittain korkeampiin lämpötiloihin. Termistä demagnetointia ei kuitenkaan ole toistaiseksi tehty nyt tutkituille näytteille. Yksittäisen remanenssikomponentin suunta voi edustaa alkuperäistä magman jäähtymisen aikaista Maan magneettikentän suuntaa. Kuten edellä on esitetty, alkuperäisen remanenssisuunnan lisäksi näytteessä voi esiintyä vaihtelevissa suhteissa myöhemmin syntyneitä komponentteja, joilla on alkuperäisestä remanenssin suunnasta poikkeava suunta. Nämä erisuuntaiset komponentit saadaan erotettua, jos ne esiintyvät eri koersiviteetin omaavissa rakeissa. Esimerkiksi, jos näyte sisältää kaksi komponenttia; hienorakeisempaa (SD) ja karkearakeisempaa (MD) magnetiittia, saattaa

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 15 hienorakeisissa korkean koersiviteetin SD-rakeissa olla säilyneenä alkuperäinen remanenssisuunta, kun taas karkearakeisissa alhaisen koersiviteetin MD-rakeissa voi tulla esiin tämän päivän kentän suunta. Tällöin asteittain nostettavilla vaihtovirtakentillä erottuu aluksi alhaisilla kentillä tämän päivän kentän suunta ja korkeilla kentillä alkuperäinen remanenssin suunta. Jos kivessä on runsaasti isokokoisia MD-rakeita, jotka hallitsevat kokonaisremanenssia, on näiden rakeiden alkuperäisen remanenssin suunta todennäköisesti kääntynyt pitkän ajan kuluessa Maan nykyisen magneettikentän suuntaan, jolloin on syntynyt viskoosia remanenttia magnetoitumaa (VRM). Magneettisessa mallinnuksessa voidaan näissä tapauksissa olettaa kokonaismagnetoituma nykykentän suuntaiseksi. Magneettista raekokoa ja koersiviteettia voidaan päätellä remanenssin intensiteetin demagnetointikäyrän muodosta, josta saadaan siten myös todennäköisyyttä sille, onko kokonaismagnetoituma nykykentän suuntainen vai poikkeaako se siitä. Jos intensiteetti putoaa nopeasti jo alhaisissa ulkoisissa demagnetointikentissä, on se osoitus siitä, että näytteen magneettisia rakeita dominoivat suuret MD-rakeet, jotka eivät pysty säilyttämään alkuperäistä remanenssisuuntaa. Jos taas intensiteetti pysyy korkealla alhaisillakin kentillä, osoittaa se näytteen sisältävän pienirakeisia SD-rakeita, joissa alkuperäinen remanenssin suunta on voinut säilyä. Näissä näytteissä on suurempi todennäköisyys sille, että suunta poikkeaa tämän päivän kentän suunnasta ja olisi siksi huomioitava mallinnuksessa. Kuva 10. Esimerkkejä vaihtovirta (AF)-demagnetoinneista. J/J 0 kuvaa remanenssin intensiteetin käyttäytymistä, kun näyte demagnetoidaan ylenevissä AF-kentissä (AF, mt). Stereokuvassa näkyy remanenssin suunnan liike ylenevissä AF-kentissä (ks. stereokuvan selitykset Kuvassa 12). NRM on remanenssin suunta ennen demagnetointia. PEF (Present Earth Field) osoittaa Maan magneettikentän suunnan näytteenottokohteessa. Näyte 12.4.1 (Kedonojankulma) sisältää magneettisesti pehmeää alhaisen koersiviteetin ferromagneettista mineraalia, jossa intensiteetti laskee nopeasti jo alhaisissa AF-kentissä. Näyte 4.2.1 (Liuhto) sisältää magneettisesti kovempaa korkean koersiviteetin mineraalia intensiteetin laskiessa edelliseen verrattuna vähäisemmin alhaisilla AF-kentillä.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 16 4.4 Remanenssisuuntien hajontaan vaikuttavia tekijöitä Remanenssisuunnat saattavat vaihdella yksittäiseltä paljastumalta otettujen näytteiden välillä ja jopa yksittäisen kairanäytteen osanäytteiden välillä. Syynä vaihteluun voivat olla geologiset tekijät kuten esimerkiksi poimutus, jolloin remanenssivektorien suunnat seuraavat poimurakenteita. Toinen tekijä on eri remanenssikomponenttien suuruussuhteiden vaihtelu eri näytteissä. Jos esimerkiksi yhdessä osanäytteessä sattuu olemaan enemmän karkearakeista magnetiittia kuin vierekkäisessä osanäytteessä, saattaa tässä näytteessä viskoosin remanenssin, eli nykykentän suunnan, osuus olla suurempi kuin viereisessä osanäytteessä, joka on hienorakeisempaa ja jossa siksi on enemmän alkuperäistä remanenssisuuntaa nykykentän osuuden jäädessä pienemmäksi. Usein kuitenkin hajontaan vaikuttaa ns. paleomagneettinen kohina, jolla tarkoitetaan ulkoisista tekijöistä tai näytekäsittelystä syntynyttä remanenssia, joka ei johdu itse geologisesta muodostumasta. Paleomagneettista kohinaa aiheuttavat esimerkiksi seuraavat tekijät (Clark 2014): 1) Salaman iskun aiheuttama voimakas magneettikenttä, joka synnyttää kiveen ns. Isotermisen Remanentin Magnetoituman (IRM), jolloin remanenssin intensiteetti on poikkeuksellisen voimakas. IRM on tyypillisesti hyvin paikallista ja saadaan korkeilla AF-kentillä demagnetoitua pois (Austin et al. 2013). Salaman iskuilla voi kuitenkin olla merkitystä, sillä niiden on todettu hajauttavan remanenssisuuntia paljastuman (Graham 1961) tai kokonaisen muodostuman mittakaavassa (Salminen et al. 2013). Suomessa tähän asti tehdyissä paleomagneettisissa tutkimuksissa ei muutamaa poikkeusta lukuun ottamatta ole havaittu salaman iskun synnyttämää voimakasta remanenssia. 2) Porauksen aiheuttama remanenssi (Drilling Induced Remanent Magnetization, DIRM), joka on syntynyt kairaterän lähelle voimakkaan epäyhtenäisen magneettikentän keskittymisen seurauksena (Audunsson and Levi 1989, Pinto and McWilliams 1990). DIRM tulisi pestä pois demagnetoimalla. Tyypillisesti kuitenkin samalla saatetaan pestä pois myös merkittävän remanenssin suunta. Suomessa tehdyissä aikaisemmissa tutkimuksissa minikairalla poratuissa näytteissä ei ole kuitenkaan todettu porauksessa syntynyttä remanenssia, joten näissä näytteissä remanenssin suunnan uskotaan olevan merkittävän ja vastaavan osaltaan kokonaismagnetoituman muodostumiseen. 3) Pintarapautumisen seurauksena syntynyt kemiallinen remanenssi (CRM), jolloin alkuperäiset magneettiset mineraalit ovat muuttuneet. Hapettumisen seurauksena on saattanut syntyä esimerkiksi hematiittia tai götiittiä, joita on vaikea demagnetoida vaihtovirralla. 4) Lyhyen ajan sisällä syntynyt viskoosi remanenssi (VRM), joka on syntynyt näytteenoton jälkeen, erityisesti magneettisesti pehmeisiin MD-rakeisiin. Tämä viskoosi magnetoituma on erotettava pitkän ajan kuluessa syntyneestä pysyvästä viskoosista remanenssista, jolla on todellista merkitystä magneettisen mallinnuksen kannalta. 4.5 Suskeptibiliteetin ja remanenssin anisotropiasta Isotrooppisissa kivissä mineraalirakeiden suuntautuneisuus on satunnaista, kun taas anisotrooppisissa kivissä mineraalit ovat asettuneet vallitsevan geologisen rakenteen mukaisesti tiettyyn suuntaan. Tätä suuntautuneisuutta voidaan tutkia magneettisten mineraalien avulla. Seuraavassa kerrotaan lyhyesti suskeptibiliteetin anisotropian (Anisotropy of Magnetic Susceptibility, AMS) ja remanessin anisotropian menetelmistä, vaikka niitä ei ole tässä työssä tutkittu. Suskeptibiliteetin anisotropialla

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 17 saattaa kuitenkin olla mallinnuksen kannalta merkittävä osuus, jos kivi on voimakkaasti suuntautunutta. Remanenssin anisotropialla puolestaan voidaan saada tietoa esimerkiksi ferromagneettisten mineraalien suuntautuneisuudesta eri geologisissa prosesseissa. 4.5.1 Suskeptibiliteetin anisotropia (AMS) Suskeptibiliteetin anisotropia kuvaa magneettisten mineraalien suuntautuneisuutta kivessä (Hrouda 1982). Suuntautuneisuus voi olla esimerkiksi magmavirran aiheuttamaa suuntautuneisuutta tai tektonisten rakenteiden, kuten siirrosten ja hiertymien aiheuttamaa mineraalien asettumista tiettyyn suuntaan (Borradaile and Jackson 2004). Koska magneettiset mineraalit ovat yleisimmin sivumineraaleja suhteessa päämineraaleina esiintyviin silikaattimineraaleihin, tulee suskeptibiliteetin anisotropiassa huomioiduksi kaikkien mineraalien suuntautuneisuus, ei vain magneettisten Fe-oksidien tai -sulfidien suuntautuneisuus. AMS:ää kuvataan matemaattisesti symmetrisellä toisen kertaluvun tensorilla, joka voidaan visualisoida ellipsoidilla, jossa on kolme pääakselia: maksimi- (kmax), keskimmäinen (kint) ja minimiakseli (kmin). Maksimiakseli kuvaa tavallisesti magneettista venymää ja minimiakseli kuvaa magneettista liuskeisuustasoa vastaan kohtisuorassa olevaa napaa. Anisotropian suuruutta kuvataan korjatulla anisotropia-asteella P' (Hrouda 1982). Laboratoriossa akselien suuntaa mitataan KLY-3S suskeptibiliteettisillalla (ks. kappale 5.1). Näytteen suskeptibiliteetti mitataan automaattisesti kolmessa asennossa siten, että ellipsoidin akselit mitataan useaan kertaan ja niistä lasketaan akseleiden keskiarvosuunnat (deklinaatio ja inklinaatio x-, y- ja z- akseleille). AMS:n laboratoriomittaukset ovat nopeita eivätkä vaadi muuta kuin yhden ko. laitteen käyttöä (ks. esimerkiksi Mertanen ja Karell 2011). 4.5.2 Remanenssin anisotropia Remanenssin anisotropialla tarkoitetaan yleisesti ottaen näytteen magneettisten mineraalien kykyä säilyttää laboratoriossa keinotekoisesti tuotettu magnetoituma erilailla eri suunnissa. Remanenssin anisotropiamittauksilla voidaan selvittää magneettisten mineraalien, lähinnä Fe-oksidien, suuntautuneisuutta (Jackson 1991). Ferromagneettiset mineraalit ovat yleensä anisotrooppisempia kuin para- ja diamagneettiset mineraalit (yleisesti silikaattimineraalit) ja ferromagneettisten mineraalien remanenssi on yleensä anisotrooppisempaa kuin suskeptibiliteetti (Jackson 1991). AMS:n ja remanenssin anisotropiamittausten suunnat usein yhtyvät, mutta ne voivat myös selvästi poiketa toisistaan (esim. Raposo et al. 2008). Tämä voi johtua siitä, että magneettiset mineraalit (jotka voivat kantaa remanenssia) ovat syntyneet ja saaneet suuntauksensa eri geologisessa prosessissa kuin mitä alkuperäinen kiven kokonaissuuntautuneisuus. Esimerkiksi myöhemmissä hydrotermisissä muuttumistapahtumissa on voinut syntyä magnetiittia tai magneettikiisua, jolla on eri suunta kuin kiven muulla suuntauksella. Remanenssin anisotropiamittauksilla voidaan selvittää paremmin sellaisten kivien rakennetta, jotka ovat heikosti magnetoituneita ja joiden AMS-tutkimuksilla ei sen vuoksi saada luotettavia tuloksia. Remanenssin anisotropiamittaukset ovat huomattavasti AMS-mittauksia työläämpiä. Päinvastoin kuin suskeptibiliteettia (indusoitua magnetoitumaa), remanenssin anisotropiaa mitataan ulkoiselta magneettikentältä suojatussa tilassa myy-metallin suojassa. Näissä mittauksissa alkuperäinen remanenssi pestään ensin pois demagnetoimalla näyte korkeimmalla mahdollisella vaihtovirtakentällä

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 18 (GTK:ssä 140 mt). Tämän jälkeen näytteeseen tuotetaan uusi remanentti magnetoituma. GTK:ssä uusi tuotettava remanenssi on ns. Anhystereettistä Remanenttia Magnetoitumaa (ARM), jonka synnyttämiseen näyte viedään myy-metallin suojassa magneettikenttään, jossa on lähellä Maan kenttää oleva tasakenttä ja samanaikainen vaimeneva vaihtovirtakenttä. Tasakenttä tuottaa näytteeseen uuden remanenssin, jonka suunta ja suuruus mitataan Squid-magnetometrillä. Tämän jälkeen edellä tuotettu magnetoituma pestään taas demagnetoimalla pois, jonka jälkeen näytteeseen jälleen tuotetaan uusi magnetoituma, mutta nyt siten, että näytettä on käännetty tietyn asteluvun verran. Tätä proseduuria jatketaan kääntämällä näytettä eri asentoihin. Eri asentoja voi olla vaikka 9:stä 20:een, näytteestä riippuen. Lopulta tuloksena saadaan AMS-mittauksiin vertautuva tensori ja lasketaan keskiarvosuunnat z-, y- ja z-akseleille (deklinaatio ja inklinaatio). Näin tuotetun remanenssin anisotropia on ns. Anhystereettisen Remanentin Magnetoituman Anisotropiaa (AARM). 4.6 Magneettisesta mineralogiasta Magneettisen mineralogian selvittäminen on tärkeää, koska sillä voi olla huomattava merkitys magneettisen anomalian tulkinnan kannalta. Clarkin ja Tonkinin (1994) mukaan esimerkiksi karkearakeisen monokliinisen magneettikiisun esiintyminen voi vaikuttaa paitsi remanenssin suuntaan, myös indusoidun magnetoituman suuntaan ja suuruuteen. Tämä johtuu magneettikiisun luontaisesta magnetokiteisestä anisotropiasta, joka aiheuttaa suskeptibiliteetin ja remanenssin anisotropiaa. Monokliinisella magneettikiisulla on levymäinen hilarakenne, minkä johdosta magneettikiisurakeet saattavat asettua geologisen rakenteen suuntaisesti ja sen seurauksena erityisesti karkearakeisissa magneettikiisupitoisissa kivissä remanentin tai indusoituneen magnetoituman suunta ei heijasta ulkoisen magneettikentän suuntaa. 5 LABORATORIOMENETELMÄT 5.1 Suskeptibiliteetin ja remanenssin mittalaitteet GTK:n Geofysiikan laboratoriossa käytössä olevat magneettisen suskeptibiliteetin ja remanenssin mittaamiseen tarkoitetut laitteet on esitetty Tietoruuduissa 1 ja 2 ja Kuvassa 11. Tietoruutuihin on koottu aikaisemmat tiedot laitteiden herkkyyksistä (Puranen and Puranen 1977, Puranen 1989, Puranen et al. 1992, Airo ja Säävuori 2013) sekä tämän raportin kappaleessa 6 esitettyjen vertailumittausten ja laitevertailujen perusteella saadut mittaus- ja herkkyysrajat remanenssin mittaamiseen tarkoitetuille eri magnetometreille. Remanenssin voimakkuuden määrityksiä on tehty GTK:ssa Suomen alueelta lähes sadasta tuhannesta näytteestä, joista on määritetty myös magneettinen suskeptibiliteetti ja tiheys (Korhonen ym. 1991). Mittaukset on tehty pääasiassa suuntaamattomista nyrkkinäytteistä. Nämä tulokset on koottu GTK:n petrofysiikan tietokantaan (Säävuori ja Hänninen 1997). Suskeptibiliteetin mittaukset on tehty isolla AC-sillalla (Alternating Current, vaihtovirtasilta) (Tietoruutu 1) ja remanenssin mittaukset fluxgatemagnetometrillä (Tietoruutu 2), jonka tarkkuus rajoittuu tavallisten näytteiden kohdalla muutamaan kymmeneen ma/m (Puranen 1989). Tällä laitteistolla luotettavia arvioita remanentin ja indusoituneen magnetoituman suhteesta (Q-suhde) saadaan vain näytteistä, joiden suskeptibiliteetti on > n. 0.002 SI ja remanenssi > n. 50 ma/m. Tätä alhaisempien magnetoitumien kohdalla liittyy tuloksiin niin suuri

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 19 suhteellinen virhe että remanentin ja indusoituneen magnetoituman suhdetta ei voida enää luotettavasti laskea. Nämä näytteet edustavat alle neljäsosaa koko tietokannan näytteistä. Näissä näytteissä remanentti magnetoituma on indusoitunutta magnetoitumaa suurempi lähes kaikkien kivilajien kohdalla (Airo ja Säävuori 2013). Tietoruutu 1: Magneettisen suskeptibiliteetin mittaukseen tarkoitetut laitteet ja menetelmät: Iso AC-silta: GTK:ssa suunniteltu ja rakennettu (Puranen and Puranen 1977) alhaisen vaihtovirtakentän (AC) mittalaite isojen nyrkkinäytteiden (100-200 cm 3 ) ja kairanäytteiden mittaamiseen. Mittauksessa käytetään alhaisen taajuuden (f = 993 Hz) vaihtovirtasiltaa. Mittauskentällä, joka on kela-akselin suuntainen, on suunnilleen sama suuruus kuin Maan kentällä (20-50 A/m). Heikosti magneettisten (suskeptibiliteetti < 1 000 x 10-6 SI) normaalikokoisten näytteiden toistomittausten keskivirhe on yleensä alle 20 x 10-6 SI. Voimakkaasti magneettisten tai anisotrooppisten nyrkkinäytteiden suskeptibiliteetin virhe voi olla yli 10% riippuen kelaan asetetun näytteen suunnasta ja asennosta. Pieni AC-silta: GTK:ssa suunniteltu ja rakennettu mittalaite pienikokoisten (halkaisija ja pituus < 5.5 cm) kairanäytteiden mittaamiseen. Käytettävä kentän taajuus on 1025 Hz. KLY-3S kappasilta (Agico Inc.) pienten standardikokoisten sylinterinäytteiden (halkaisija 2.5 cm, korkeus 2.1 cm, tilavuus ~11 cm 3 ) mittaamiseen. Laitteella mitataan myös suskeptibiliteetin anisotropiaa (AMS) ja termomagneettisissa mittauksissa suskeptibiliteetin lämpötilariippuvuutta (-190-700 C). KLY-3S:n taajuus on 875 Hz ja mittauskenttä 300 A/m. Tietoruutu 2: Remanenssin mittaukseen tarkoitetut laitteet ja menetelmät: Fluxgate: GTK:ssa suunniteltu ja rakennettu (Puranen et al. 1992) fluxgate-magnetometri ulkoiselta magneettikentältä suojaavan myy-metallin sisällä. Remanenssin mittaukset nyrkkija kairanäytteistä (100-200 cm 3 ). Magneettivuon tiheys myy-metallilieriön sisällä on alle 100 nt ja kohinataso on alle 0.1 nt. Mittausherkkyys normaalin kokoisille näytteille (n. 200 cm 3 ) on noin 3 ma/m. Heikosti magneettisten näytteiden remanenssimittauksen toistettavuus on noin 10 ma/m. Remanenssin voimakkuuden ylittäessä 1 A/m, remanenssin suunta saadaan mitattua +/- 1 asteen tarkkuudella. Spinner: GTK:ssa suunniteltu ja rakennettu (L.J. Pesonen ja M. Leino henk.koht. tiedonanto 1978) Spinner-magnetometri ulkoiselta magneettikentältä suojaavan myy-metallin sisällä. Remanenssin mittaukset standardikokoisista sylinterinäytteistä (halkaisija 2.5 cm, korkeus 2.1 cm, tilavuus ~11 cm 3 ). Mittausherkkyys on noin 0.3 ma/m. Squid: SQUID-magnetometri (2G Enterprises, He-free SRM 755-4K, http://www.wsgi.us/wsgi/srm.html) ulkoiselta magneettikentältä suojaavan myy-metallin sisällä. Remanenssin mittaukset standardikokoisista sylinterinäytteistä (ks. edellä). Kryojäähdytys pulse tube-menetelmällä (Squid-sensorit 4 K:n lämpötilassa). Magneettisen dipolimomentin kohinataso alle 1x10-12 Am 2. Ainoa magnetometri, jossa näytteen kääntäminen eri mittausasentoihin tapahtuu automaattisesti, siten nopein. Mittausherkkyys on noin 0.03 ma/m. Käytännössä luotettavien tulosten yläraja on noin 2 000 ma/m (ks. kappale 6).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 20 (a) (b) (c) (d) (e) (f) Kuva 11. GTK:n Geofysiikan laboratoriossa käytössä olevat magneettisen suskeptibiliteetin ja remanenssin mittaamiseen tarkoitetut laitteet (Espoo). Suskeptibiliteetin mittauslaitteet: a) iso ACsilta, b) pieni AC-silta, c) KLY-3S kappasilta. Remanenssin mittauslaitteet: d) fluxgate-magnetometri, e) spinner-magnetometri, f) Squid-magnetometri. Herkempiä GTK:n käytössä olevia suskeptibiliteetin mittalaitteita ovat GTK:ssa valmistettu pieni ACsilta sekä kaupallinen KLY-3S kappasilta (Tietoruutu 1). Ison AC-sillan etu muihin laitteisiin nähden on se, että sillä voidaan mitata suurempia nyrkkinäytteitä (suurin pituus 10 cm), joita ei tarvitse

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GTK 52/2017 21 preparoida. Pieneen AC-siltaan mahtuu alle 5.5 cm pituiset näytteet ja se on siten soveltuva useimmille näytteille. Herkin KLY-3S kappasilta vaatii standardikokoiset sylinterinäytteet (ks. Tietoruutu 1) ja siten eniten näytepreparointia. Remanenssimittauksiin GTK:n Geofysiikan laboratoriossa käytettävissä olevia fluxgatemagnetometriä herkempiä laitteita ovat GTK:ssa valmistettu spinner-magnetometri sekä kaupallinen Squid-magnetometri (Tietoruutu 2). Spinner-magnetometrin herkkyys on noin 0.3 ma/m ja Squidmagnetometrin noin 0.03 ma/m. Squid-magnetometrin mittausalue ulottuu näistä laitteista pienimpiin remanenssin intensiteetin voimakkuuksiin, mutta kuten kappaleen 6 vertailumittausten tulokset osoittavat, sen tarkkuus heikkenee selvästi suuremmilla magnetoituman arvoilla (> 2 A/m). Fluxgate-magnetometrillä voidaan mitata preparoimattomia nyrkkinäytteitä (suurin pituus 10 cm) ja suurempia kairanäytteitä (halkaisija ja pituus maksimissaan 10 cm). Sekä spinner- että Squidmagnetometreissä voidaan mitata vain standardikokoisia sylinterinäytteitä (ks. Tietoruutu 2) tai standardikokoa pienempiä näytteitä, joten ne vaativat eniten näytepreparointia. 5.2 Remanenssin suunnan ja intensiteetin mittaus Remanenssimittauksessa remanenssin suunta (deklinaatio ja inklinaatio) ja intensiteetti lasketaan näytteen x-y-z-koordinaatistoon sidottuna. Remanenssimittauksissa näyte asetetaan ulkoiselta magneettikentältä suojaavaan myy-metallisuojaan, jossa magnetometri (Squid tai spinner) rekisteröi näytteen x-, y- ja z-akseleiden (Kuva 12) magneettiset momentit. Mittauksissa mitataan aina kolme akselia kerrallaan ja jokaisen akselin tuottama signaali rekisteröidään kahteen kertaan. Näistä lasketaan akseleille magneettisten momenttien keskiarvot. Kuva 12. Kaaviokuva suunnatusta osanäytteestä, jonka suuntaukset sidotaan x-y-z-akselistoon. Maastossa suunnatun kairanäytteen kulkusuunta osoittaa kohti x-akselin nuolta, y-akseli on sitä vastaan 90 asteen kulmassa ja z-akseli osoittaa x-y-tasosta kohtisuoraan alaspäin. Kulkusuunta (x-akseli) ja z-akselin poikkeama kohtisuorasta syötetään remanenssin mittausohjelmaan. Inklinaatio I s ja deklinaatio D s lasketaan magneettisista momenteista seuraavilla kaavoilla (Kaavat 2 ja 3, esim. Butler 1992): Kaava (2) Kaava (3)