GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GEOLOGICAL SURVEY OF FINLAND Tutkimusraportti 107 Report of Investigation 107. Reino Kesola

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GEOLOGICAL SURVEY OF FINLAND Tutkimusraportti 107 Report of Investigation 107 Reino Kesola TAKA-LAPIN METAVULKANIITIT JA NIIDEN GEOLOGINEN YMPARISTO LAPIN VULKANIITTIPROJEKTIN RAPORTTI Summary: Metavolcanic and associated rocks in the northernmost Lapland area, Finland A report of the Lapland Volcanite Project Espoo 1991

Kesola, Reino 1991. Taka-Lapin metavulkaniitit ja niiden geologinen ymparisto. Summary: Metavolcanic and associated rocks in the northernmost Lapland. Geological Survey of Finland, Report of Investigation 107, 58 pages, 45 figures, 2 tables and one appendix. The bedrock of northern Lapland can be divided into three major units: the granulite complex, the granite gneiss complex and the rocks of the Opukasjarvi Group resting on the gneiss complex. The granite gneiss complex is mainly composed of light quartzfeldspar gneisses and mica gneisses with associated mafic and felsic metavolcanites and amphibolites. The oldest zircon ages of the gneisses are 2730 Ma. The granites have yielded ages of 2600-2500 Ma. There are zones in the granite gneiss area in which abundant volcanic rocks alternate with paragneisses. The rocks of these zones have not been dated. Various lithostratigraphic units can be distinguished in the Silisjoki and Sevettijarvi areas. The Ahvenselka gneiss complex, the lowest unit, is overlain by volcanites and sediments of the Opukasjarvi Group. The Avlejohka conglomerate and regolith formation, which is very local, is the lowest unit of this Group. The Kistapelvuobmi Formation, which is the lowermost volcanite formation, has garnet-staurolitemica schist, felsic volcanites, skarns and cherts in its upper part. This formation is overlain by the Laavvuvaara volcanite Formation, whose upper part hosts chemical and weathering sediments similar to those in the uppermost members of the Kistapelvuobmi Formation. The Laavvuvaara Formation is overlain by the Silisvarri Formation, in which mafic metavolcanites alternate with paragneisses. The Silisjoki Formation, which is composed of paragneisses exclusively, is the uppermost unit of the Opukasjarvi Group. The metavolcanites are tholeiitic and calcalkalic basalts, andesitic basalts and andesites in composition; the felsic metavolcanites are rhyolites. On the basis of geological, geochemical and geophysical interpretations the metavolcanites and the associated gneisses in the Silisjoki, Sevettijarvi and Kuorboaivi areas are all considered to belong to the same volcanicsedimentary cycle. The metavolcanites of the Surnujarvi area, however, belong to the gneiss complex underlying the Opukasjarvi Group. Key words: metamorphic rocks, metavolcanic rocks, gneisses, granites, diabase, lithostratigraphy, geochemistry, chemical composition, absolute age, Precambrian, Inari, Utsjoki, Lappi County, Finland Reino Kesola Geological Survey of Finland P. 0. Box 123 7 SF-70101 Kuopio, Finland ISBN 951-690-450-5 ISSN 0781-4240 ISBN 951-690-450-5 ISSN 0367-522X

SISALTO. CONTENTS 1 Johdanto... 2 Toteutus... 2.1 Tutkimusalueet... 2.2 Kallioperäkartoitus ja näytteenotto... 2.3 Syväkairaus... 2.4 Geofysikaaliset tutkimukset... 2.5 Geokemialliset tutkimukset...:... 3 Aikaisemmat tutkimukset... 4 Taka-Lapin geologiset yleispiirteet... 4.1 Granuliittikompleksit... 4.2 Syväkivet... 5 Tutkimuskohteiden geologia... 5.1 Yleistä... 5.2 Graniittigneissi- ja gneissikompleksit... 5.2.1 Ahvenselän graniittigneissikompleksi... 5.2.2 Cappeskaidin gneissikompleksi... 5.2.3 Näätämön gneissikompleksi... 5.2.3.1 Yleistä... 5.2.3.2 Kivilajit... 5.2.4 Surnujarven gneissikompleksi... 5.2.5 Inarijärven gneissikompleksi... 5.3 Silisjoen, Sevettijärven ja Kuorboaivin metavulkaniitit ja niihin liittyvät kivilajit... 5.3.1 Yleistä... 5.3.2 Opukasjärven ryhmä... 5.3.2.1 Avlejohkan muodostuma... 5.3.2.2 Kistapelvuobmin muodostuma... 5.3.2.3 Laavvuvaaran muodostuma... 5.3.2.4 Silisvarrin muodostuma... 5.3.2.5 Silisjoen muodostuma... 5.3.3 Kuorboaivin alue,... 5.3.4 Syväkivet... 5.3.4.1 Yleistä... 5.3.4.2 Pirivaaran graniitti... 5.3.4.3 Kotalompolon graniitti... 5.3.4.4 Isokivennokan graniitti... 5.3.4.5 Vainospään graniitti... 5.3.5 Ultramafiset intruusiot... 5.3.6 Diabaasijuonet... 6 Metamorfoosi ja rakennetulkinnat... 6.1 Metamorfoosi... 6.2 Rakennetulkinnat... 6.3 Ohuthietutkimukset... 6.4 Paljastumahavainnot... 7 Geokemia...

7.1 Yleistä... 7.2 Geokemialliset piirteet... 7.2.1 Kemiallisen koostumuksen sekundaariset muutokset... 7.2.2 Mafisten ja felsisten metavulkaniittien geokemiallinen luonne... 7.2.3 Silisjoen alueen kivilajien kemiallisen koostumuksen vaihtelu... 7.2.4 Vainospään, Pirivaaran ja Kotalompolon graniittien geokemia... 7.2.5 Diabaasijuonien geokemia... 8 Taloudelliset aiheet... 9 Yhteenveto... 10 Retkeilykohteet... 11 Kiitokset... 12 Summary: Metavolcanic and associated rocks in the northern Lapland area, Finland. a report of the Lapland Volcanite Project... 13 Viitteet - References... Liite - Appendix Taka-Lapin tutkimusalueen eri kivilajien pää- ja hivenalkuaineiden pitoisuuksia Major and trace element contents of rocks in the northernmost Lapland area

1 JOHDANTO Geologian tutkimuskeskuksessa toimi Lapin vulkaniittiprojekti, johon kuuluivat myös Taka-Lapin vulkaniittitutkimukset. Projektin keskeisenä tavoitteena oli selvittää vulkaniittivyöhykkeiden kivilajivaihtelu ja stratigrafia seka vertailla eri alueiden vulkaanisten kivien kemiallisia koostumuksia. Taka-Lapin tutkimukset keskittyivät niille alueille, joilla tiedettiin olevan selvästi tunnistettavia metavulkaniitteja. 2 TOTEUTUS Taka-Lapissa projektin työt aloitettiin maaliskuussa 1988 syvakairauksin Kistapeljavrrikin ja Silisvarrin alueella (kuva 9). Tutkimuksia jatkettiin kesällä maastossa, jossa kartoitettiin ja otettiin näytteitä paaasiassa profiileilta. Maastotöihin osallistuivat geologit R. Kesola, M. Portin ja P. Virransalo, ylioppilaat K.-M. Niskala ja J. Valimaki seka tutkimusavustaja R. Lampela. P. Virransalo tutki Inarijarven, Surnujärven ja Silisjoen alueiden kivien eri deformaatiofaaseja. Havainnoistaan hän kirjoitti yhteenvedon, jota on kaytetty tämän raportin rakennetulkintaosassa. M. Portin tutki kivien paine- ja lämpötilaolosuhteita mineraaliparien avulla. Tutkimuksista hän kirjoitti yhteenvedon. Geologi P. Höltta antoi neuvoja näissä metamorfoositutkimuksissa. Tutkimusalueita valittaessa käytettiin hyväksi tietoja, joita K. Meriläinen oli kerännyt Inarin - Utsjoen karttalehtialueen töiden yhteydessä. Näiden tutkimusten perusteella vulkaanista alkuperää olevia kiviä tiedettiin olevan Opukasjarven (ennen Apukasjärvi), Kuorboaivin ja Surnujarven (Vatsari) liuskevyöhykkeil- 1a (Meriläinen 1976). Projektin tutkimukset keskitettiin Silisjoen, Sevettijarven, Näätämön, Kuorboaivin ja Inarijärven alueille (kuva 1). Silisjoen, Sevettijarven ja Näätämön tutkimusalueilta oli saatavissa geofysikaaliset matalalentokartat, jotka osaltaan vaikuttivat näiden alueiden valintaan tutkimuskohteiksi. 2.1 Tutkimusalueet Kuva 1. Taka-Lapin alueen tutkimuskohteet (rasteroitu). Fig. 1. The study areas in northern Lapland (shaded).

2.2 Kallioperäkartoitus ja näytteenotto Silisjoen ja Naatamön tutkimusalueilla oli jo ennen projektia tehty kallioperätutkimuksia Naatamön kart- talehden (3934 + 4912 + 4914) 1 : 100 000 - mitta- kaavaista geologista karttaa varten. Tätä geologista materiaalia käytettiin hyväksi projektin tutkimuksissa. Ennen projektia kartoitetuilla alueilla tehtiin profiilityyppistä kartoitusta, mutta Surnujärven alue (karttalehti 4824 03) kartoitettiin systemaattisesti, koska tämän aiueen vulkaniitit ovat useissa eri julkaisuissa korreloineet Petsamotunturien alueen vulkaniitteihin. Näytteitä otettiin ns. geologikairalla, koska näin saatiin kemiallisia analyysejä varten rapautumattomia näytteitä. 2.3 Syvakairaus Syväkairauksin selvitettiin Silisjoen alueella Kistapelvuobmin, Laavvuvaaran ja Silisvarrin muodostumien kontaktien luonnetta sekä kivilajien vaihtelua (kuvat 13 ja 14). Projektin yhteydessä kairattiin yhteensä 800 metria, ja lisaksi malmiosasto kairasi 200 metria Silisjoen tutkimusalueen lounaisosassa. Taulukossa 1 esitetään projektin kairausreikien suunta, kaade, syvyys ja koordinaatit. Syväkairauksen teki Kalajoen Timanttikairaus Ky arktisissa olosuhteissa. Kairauskone ja suksien päällä olevat asuntovaunut ajettiin Pulmankijärveltä yli tunturien ensimmäiselle kairauspaikalle, jonne oli tietönta taivalta 25 kilometriä. Kairaukset tehtiin kahtena kahden viikon jaksona. Syväkairauksia valvoi tutkimusavustaja R. Lampela. Kairauskohteiden välisten reittien vaihtoehtoja oli suunnittelemassa ja tutkimassa huoltomestari T. Saunavaara. Taulukko 1. Syvakairausreikien suunta, pituus ja paikka. Paikat on merkitty myös geologiselle kartalle kuvassa 9. Table 1. Bearing, length and location of the drill holes. The sites are also inarked on the geological inap in Fig. 9. Reikä/ Karttalehti/ KoordinaatW SYWS (ml/ Drill hole Sheet Co-ordinates Length (m) Kaikkien reikien suunta on itään (090") ja kaade 60". - Direction of drill holes are to the east (0907. Dip of drill holes are 60". 2.4 Geofysikaaliset tutkimukset Projektin geofysikaalisista tutkimuksista vastasi geo- kuuluvien kiisuliuskeiden jatkuminen Silisjoen muofyysikko E. Lanne. Silisjoen alueella mitattiin profiili dostuman alle (kuvat 9-1 1). Suomen Malmi Oy mitpoikki kivilajikulkujen. Näistä mittauksista tehtiin tul- tasi syväkairausreiän R-6 (kuva 9). kintoja, joissa varmistettiin Silisvarrin muodostumaan 2.5 Geokemialliset tutkimukset Kemialliset XRF-analyysit on tehty Raahessa Rautaruukki Oy:n laboratoriossa. Tähän analyysipakettiin A5 sisältyivät seuraavat alkuaineet: SiO,, N203, MgO, CaO, K,O, Na20, P, S, Fe, Ti, V, Cr, Mn, Cu, Ni, Zn, Sr, Zr, Ba. Valtion teknillisessä tutkimuskeskuksessa teetettiin ns. E-paketti (INAA), johon kuuluivat seuraavat alkuaineet: Na, Sc, Cr, Fe, Co, Ni, Zn, As, Rb, Mo, Ag, Sn, Sb, Cs, Ba, La, Sm, Lu, Ta, W, Au, Th ja U. Ns. REE-pakettiin kuuluivat seuraavat alkuaineet: La, Ce, Nd, Sm, Eu, Tb, Yb ja Lu. 3 AIKAISEMMAT TUTKIMUKSET Geologian tutkimuskeskuksen kartoitussuunnitel- Meriläinen vastasi näistä tutkimuksista. Inarin - Utsmiin kuului 1950- ja 1960-luvulla Inarin - Utsjoen joen kivilajikartan (Meriläinen 1965) lisaksi K. Me- 1 : 400 000 mittakaavaisen kivilajikartan tuottaminen. riläinen on kuvannut julkaisussaan»the granulite

complex and adjacent rocks in Lapland, northern Finland» (1976) Taka-Lapin kivilajeja ja niiden petrografiaa. Lisaksi tassa julkaisussa on runsaasti ikamaarityksia ja niiden tulkintaa. Kallioperakartoitusta on tehty Näätämön karttalehden (3934 + 4912 + 4914) alueella, jonka kivilajien stratigrafiasta ja geologiasta Kesola (1988, 1989) on julkaissut preliminaarisia tutkimustuloksia. Outokumpu Oy on tutkinut mineralisaatioaiheita Opukasjarven alueella, Kaamasen seudulla seka Naittujarven alueella. Näiden töiden tuloksia on käytetty pro gradu -töissä (Lahtinen 1972; Iljina 1984). Turun yliopiston»lapin nikkeliprojekti)) keskittyi Lapin ultrarnafiitteihin, joista tulokset on julkaistu tutkimusraportissa (Papunen et al. 1977). Tähän projektiin liittyi maastotöita, joissa kohteena olivat myös Taka-Lapin ultramafiset pahkut. Pohjois-Suomen rautamuodostumista tehdyssä raportissa on kuvattu mm. Vatsarin ja Surnujarven kvartsiraitaisia rautamuodostumia (Lehto & Niiniskorpi 1977). Kielin yliopiston Mineralogisessa Instituutissa on tehty useita diplomitöitä ja muita julkaisuja granuliitti- kompleksin, graniittigneissikompleksin ja Opukasjarven alueelta (Lechner 1978; Bilal 1978, Hörmann et al. 1980, Raith et al. 1982). Useat julkaisut keskittyvät granuliittikompleksin metamorfoosin problematiikkaan. Granuliittikompleksin geokemiasta ja ikakysymyksista on useita julkaisuja (Tugarinov et al. 1968; Barbey et al. 1980; Barbey et al. 1986; Barbey & Cuney 1982; Bernard-Griffiths et al. 1984; Zykov et a1.1984). Pohjoismaisena yhteistyönä tehtiin geologisia ja tektonismetamorfisia karttoja (Geol. Surv. Finland, Norway and Sweden 1986 aja b). Norjan puolelta on tuloksia julkaistu NGU:n Bulletiinissa 403 (Siedlecka et al. 1985; Marker 1985; Krill 1985). Näissä julkaisuissa on myös evoluutiomalleja myöhemmin julkaistujen mallien lisäksi (Berthelsen & Marker 1986). Syksyllä 1986 oli Espoossa kansainvälinen kokous (Study centre), jossa aiheena oli Euroopan geotraverssiohjelmaan kuuluva Polar-profiili. Seisminen profiili ulottui Kolarista Pokan ja Sevettijarven teitä pitkin Varangerin vuonoon asti. Kokouksen tuloksia on julkaistu seka geologian että geofysiikan alalta (Gaal et al. 1989, Elo et al. 1989). 4 TAKA-LAPIN GEOLOGISET YLEISPIIRTEET Taka-Lapin alue on Fennoskandian kilven pohjoisosassa. Luoteessa Norjan puolella ovat Kaledonidit, jotka ovat työntyneet prekambrisen kallioperan paalle. Pohjoisessa Varangin niemimaalla ja Kalastajasaarennolla on eokambrisia sedimenttikivia (kuva 2), jotka ovat kerrostuneet prekambrisen peneplaanin paalle (Siedlecka 1972). Taka-Lapin alueella voidaan erottaa toisistaan kaksi laaja-alaista kivilajiyksikköa: granuliitti- ja graniittigneissikompleksit (Meriläinen 1965, 1976) (kuva 2). Meriläinen (1976) on jakanut graniittigneissikompleksin suprakrustisiin kiviin (kvartsi-maasalpagneissit, biotiittigneissit, sarvivalkegneissit ja amfiboliitit), infrakrustisiin kiviin (graniitit, granodioriitit), diabaaseihin ja pegmatiittijuoniin. Lisaksi graniittigneissikompleksista hän on erottanut Opukasjarven, Vatsarin (Surnujarvi) ja Kuorboaivin liuskevyöhykkeet. Useissa julkaisuissa nämä liuskevyöhykkeet on erotettu tektonisin kontaktein niitä ymparöivista gneisseista (Marker 1985; Berthelsen & Marker 1986; Gaal et al. 1989). Opukasjarven ja Surnujarven liuskevyöhykkeitä on pidetty proterotsooisina, kun taas Kuorboaivin liuskeita on arveltu arkeeisiksi (Marker 1985). Näitä kasityksia tukevia ikamaarityksia ei ole kuitenkaan olemassa. Kuolan niemimaalla graniittigneissikompleksi on jaettu kolmeen tektoniseen yksikköön: Murmanskin massiiviin seka Kuolan ja Belomoridien systeemiin (Zagorodny & Radtsenko 1983). Tässä jaottelussa on Pol- makin, Opukasjarven ja Vainospaan länsipuolella olevat gneissit luettu Belomorideihin. Näätämön (eappeskaidin gneissikompleksi) ja Surnujarven alueen kivilajit kuuluisivat tämän jaottelun mukaan Kuolan systeemiin. Norjassa graniittigneissikompleksi on jaettu useisiin eri komplekseihin ja ryhmiin (Siedlecka et al. 1985). Graniittigneissikompleksi on kuitenkin suurimmaksi osaksi migmatiittiutunut ja rakenteeltaan niin kompleksinen, että laajalla alueella jako seka litostratigrafisiin että tektonisiin yksiköihin perustuu hyvin vaikeasti tulkittaviin havaintoihin. Lisaksi arkeeiset kivet ovat vielä muokkautuneet kahdessa termisessa vaiheessa (n. 2500 Ma ja 1900 Ma) (Hörmann et al. 1980). Taka-Lapissa graniittigneissikompleksin kivilajit ovat eri alueilla toistensa kaltaisia. Gneissit sisältävät yleensä enemmän plagioklaasia kuin kalimaasalpaa, ja usein vaaleat ja tummat mineraalit ovat segregoituneet suoniksi (Meriläinen 1976). Amfiboliittia on usein budinoituneena tai epämääräisinä osueina gneissien seassa. Taka-Lapin mafiset metavulkaniitit ja niihin liittyvät gneissit ja liuskeet on tassa työssä jaettu kahteen eri yksikköön erityyppisen kivilajiassosiaation kivilajien kemiallisen koostumuksen perusteella (kuva 2). Vanhin yksikkö on graniittigneissikompleksi, johon kuuluvia vulkaniitteja tavataan Surnujarven ja Näatamön alueella. Rautamuodostumat ovat tyypillisiä nai-

SELITYS - LEGEND N EOKAMBRISIA SEDIMENTTIKIVIA EOCAMBRIAN SEDIMENTARY COVER ROCKS NATTAS-TYYPPISIA GRANITOIDEJA GRANITOIDS OF THE NATTANEN TYPE HETTA-TYYPPISIA GRANITOIDEJA GRANITOIDS OF THE HETTA TYPE PROTEROTSOOISIA LIUSKEITA PROROZOIC SCHISTS GRANULIITTIA GR ANULITE ANORTOSIITTIA ANORTHOSITE OPUKASJARVEN RYHMAN LIUSKEITA JA GNEISSEJA SCHIST AND GNEISS OF THE OPUKASJARVI GROUP ARKEEISIA SYVAKIVIA ARCHAEAN PLUTONIC ROCKS ARKEEISIA GNEISSEJA I RAUTAMUODOSTUMIA ARCHAEAN GNEISS 1 BIF SIIRROS I RUHJEVYOHYKE FAULT ISHEAR ZONE Kuva 2. Taka-Lapin yksinkertaistettu geologinen kartta (pääosin Meriläinen, 1965; Belyaev et al. 1976; Geological Map, Northern Fennoscandia, 1 : 1 mill. Geol. Surv. of Finl., Norway and Swed. 1987 mukaan). Fig. 2. A simplified map of northern Lapland (mainiy after Meriläinen, 1965; Belyaev et al., 1976; Geological Map, Northern Fennoscandia, 1 : 1 rnillion. Geological Surveys of Finland, Norway and Sweden, 1987). den vulkaniittien ja gneissien yhteydessä. Graniittigneissikompleksin paalla on Opukasjarven ryhmä, johon kuuluvia vulkaniitteja tavataan Silisjoen, Sevettijarven ja Kuorboaivin alueella. Syvakairaustulosten perusteella todettiin Opukasjarven ryhman ylaosaan kuuluvan metavulkaniitteja ja gneisseja (kuva 14), jotka Silisjoen alueella kuuluvat Silisvarrin ja Silisjoen muodostumiin (kuva 10). Taka-Lapin alueella on ulkonaöltaan samantyyppisiä gneisseja kahdessa eri yksikössa: vanhempi yksikkö (kappeskaidin gneissikompleksi) on Opukasjarven ryhman metavulkaniittien alla ja nuorempi Opukasjarven ryhmään kuuluva Silisjoen gneissimuodostuma on metavulkaniittien paalla. kappeskaidin gneissikompleksia ei ole voitu jakaa edelleen yksiköihin, vaan se edustaa erilaisista kivila-

jeista koostuvaa graniittigneissikompleksia. Kompleksissa tavataan kuitenkin hyvin säilyneitä paragneissija metavulkaniittivaltaisia vyöhykkeitä. eappeskaidin gneissikompleksille tyypillisiä kivia on Opukasjärven ja Vainospään itäpuolella sekä Inarijärven itäosassa ja paikoin doomimaisten rakenteiden keskellä Ahvenselkassa ja Stuorre Tievjalla (kuvat 4 ja 5). Vanhimmista gneisseistä on saatu zirkonin U-Pb-iäksi 2730 Ma (Meriläinen 1976; Mint's et al. 1989)(kuva 3). Naiden gneis- sien valissa on metavulkaniittivyöhykkeitä, joissa on raitaisia rautamuodostumia. Kirkkoniemen alueella näitä rautamuodostuman kivia on murskaleina Neidenin granodioriitissa (Bugge 1980), josta on saatu zirkonin iaksi 2500 Ma (Meriläinen 1976). Suurin rautamuodostuma metavulkaniitteineen on Norjassa Kirkkoniemen alueella Björnevannissa, jossa louhitaan rautamalmia avolouhoksesta. Taka-Lapin gneissialue on kahden granuliittikompleksikaaren valissa. Lapin granuliittikompleksin (Sahama 1933, 1936; Kranck 1936; Eskola 1952; Meriläinen, 1965) lisäksi on toinen granuliittikompleksi Norjassa Varangin niemimaan metasedimenttien alla ja se jatkuu Varanginvuonon alueelta Neuvostoliiton alueelle (kuva 2). Tämä Varanginvuonon granuliittikompleksi havaittiin EGT:n Polar Profiilin geofysikaalisten painovoimatulkintojen yhteydessä (Elo et al. 1989; Gaal et al. 1989), sillä Lapin granuliittikornpleksin aiheuttama painovoima-anomalia oli samantyyppinen kuin Varangerin niemimaan alueella oleva painovoima-anomalia. Varangerin vuonon granuliittikompleksin jatkeita on kuvattu Kuolan niemimaan metamorfisessa kartassa Petsamon rannikolla (Belyaev et al. 1976). Lapin ja myös Varangerin granuliittikompleksit näyttävät ylityöntyneen lounaaseen. Samoin Kuolan niemimaan pohjoisen alueen vanhin gneissikompleksi on ylityöntynyt lounaaseen (Zagorodny & Radtsenko 1983). Ylityönnön loppuvaiheessa Lapin granuliittikompleksi on vielä jakautunut segmenttimäisiin lohkoihin. Segmenttien välisissä siirrosvyöhykkeissä granuliitti on jauhautunut myloniiteiksi tai pseudotakyliiteiksi, joita on nähtävissä tieleikkauksessa 10 kilometria Karigasniemesta Kaamaseen päin (suullinen tiedonanto Meriläinen 1984). EGT:n seismisessa syväprofiilissa Skoganvarre - Nellimö - Kantalahti - siirros (strike slip) (kuva 2) tulkittiin ulottuvaksi 20-25 kilometria syvalle. Granuliittikompleksin rakenne on allasmainen ja se ulottuu keskeltä 15-20 kilometria syvälle 'kuoreen (Gaal et al. 1989). Granuliittikompleksi rajoittuu reu- noiltaan ylityöntöihin, paitsi Kaamasen ja Nellimön välillä (kuva 2), jossa kontaktivyöhykkeen kivilajit vaihtelevat granuliitista graniittigneissiin sekä tektonisten liikuntojen että metamorfoosiasteen vähittäisen muuttumisen mukaan. Granuliitin kivilajien alkuperästä ja iästä on esitetty useita tulkintoja (Meriläinen 1976; Bernard-Griffiths et al. 1984). Granuliittikompleksi on vanhempi kuin sen läpi tunkeutunut Nattasen graniitti (1772 Ma) (Huhma 1986). P. Virransalo on tehnyt rakennetulkintoja Inarijärven alueella. Hänen havaintojensa mukaan granuliittikompleksin vaihettumisvyöhykkeessä on kaikkia kivilajeja ja rakenteita leikkaavia pegmatiitteja, joiden ortiitti on ajoitettu 1890 Ma:n ikäiseksi (Meriläinen 1976). Näin saataisiin granuliittikompleksin minimi-iäksi 1890 Ma. Granuliitin zirkonista saadut iät ovat pääasiassa 2150-1 900 Ma välillä (Meriläinen 1976; Mints et al. 1989)(kuva 3). Laaja ikäjakauma ja monet metamorfoosivaiheet (Hörmann et al. 1980) ilmentänevät granuliittikompleksin kehityksen monivaiheisuutta. Useissa evoluutiomalleissa on granuliittikompleksin metasedimenteiksi tulkittujen kivien ikänä pidetty granuliittien zirkonin ikiä (Krill 1985; Marker 1985). Kivilajien primaarin koostumuksen ja ikien (zirkoni) tulkintoja vaikeuttaa riittämätön tuntemus alkuaineiden mobiilisuudesta granuliittifasieksessa, jonka lämpötila ja paineolosuhteet ovat olleet Lapin granuliittikompleksissa 760-800 "C ja 6,5-7 kb (Raith et al. 1982). Zirkonin ikä saattaa näissä olosuhteissa ilmentää osaksi metamorfoosivaiheen ikää. 4.2 Syväkivet Taka-Lapin alueella on sekä arkeeisia että proterot- sekä granuliittikompleksin että Taka-Lapin graniittisooisia syväkiviä. Arkeeisten granitoidien iaksi on saatu gneissikompleksin alueella. Naiden ultramafisten syvä- 2500-2600 Ma (Meriläinen 1976). Proterotsooisia sy- kivien iät ovat todennäköisesti nuorempia kuin Hettaväkiviä ovat ns. Hetta-tyyppiset tonaliitit ja granodio- tyyppisten granitoidien. Tästä on esimerkkinä Tsuoriitit, joista on saatu zirkonin iaksi 1930-1950 Ma (Me- masvarrin ultraemäksinen kerrosintruusio, jonka iäkriläinen 1976)(kuva 3). si on päätelty alle 1930 Ma, koska se on intrud'oitunut Ultramafisia pahkuja ja kerrosintruusiota tavataan ympäröivän Luossajärven gabron (1930 Ma) läpi (Fors-

Kuva 3. Ikamaarityksiä Taka-Lapin alueelta. Tummalla taustalla merkityt numerot edustavat kivia, jotka leikkaavat ympäristön kivilajeja. Ikamaaritykset perustuvat zirkonin isotooppianalyyttisiin tuloksiin. Karasjoen alueen vulkaaniittien ikä (2085 Ma) perustuu Sd/Ndmenetelmään (Meriläinen, 1976; Krill, 1985; Huhma, 1986; Mints et al. 1989). Fig. 3. Radiornetric ages of rocks in northern Lapland. Nurnbers with grey background refer to rocks intrudirzg their environment. Dated with the U-Zr nzetkod on zircon. Tlze age of the inetavolcanites of the Karasjok area (2085 Ma) is based on the SinNd inetkod (Meriläinen, 1976; Kri//, 1985; Fiuhnza, 1986; Mints et af., 1989). berg - Heikkilä 1989). Nuorin graniitti on Vainospään Jäinen 1976; Patchett et al. 1981; Huhma 1986; Haagraniitti (1790 Ma), joka on ns. Nattas-tyyppiä (Meri- pala et al. 1987; Front et al. 1989). 5 TUTKIMUSKOHTEIDEN GEOLOGIA 5.1 Yleistä Tutkimuskohteet oli valittu Silisjoen, Sevettijärven, Kuorboaivin, Näätämön, Surnujarven ja Inarijärven alueilta (kuva 1). Tutkimusalueiden näytteiden lisäksi otettiin vertailunäytteitä Petsamon ryhman alimmasta vulkaniitista (Neverskrukk, Norja), Opukasjärven ryhman vulkaniittien jatkeelta (Polmak, Norja)(kuva 23), Laanilan diabaasijuonesta (Saariselka) ja graniittigneisseja leikkaavasta diabaasijuonesta (Gandvik, Norja) (kuva 37). Tutkimusalueilla oli suhteellisen hyvin paljastumia. Taka-Lapissa on myös laajoja peitteisiä alueita, joiden kivilajivaihtelusta ei ole tietoa. Hyvin paljastuneella Silisjoen alueella huomattiin kivilajien selektiivinen paljastuneisuus: syvakairaukset osoittivat happamien gneissien olevan näkyvillä paljastumissa, kun taas vul- kaniitit ja muut amfibolipitoiset kivet ovat usein rapautuneet gneissejä voimakkaammin ja siksi jääneet maapeitteiden alle. Valikoituneen paljastuneisuuden johdosta on useissa kivilajikartoissa laajoja gneissivaltaisia alueita, jotka ovat jouduttu piirtämään ainoastaan gneisseihin perustuvan havaintomateriaalin perusteella. Tämän vuoksi paljastumien perusteella ei voi päätellä, miten laajalti vulkaniitteja on Taka-Lapin alueella. Tutkimusalueiden mafiset metavulkaniitit ovat ulkoasultaan keskenään samankaltaisia; harvoin on merkkejä vulkaanisista primaarirakenteista. Tämän vuoksi laavan tai juonen erottaminen pyroklastisesta metasedimentistä on usein lähinnä arvailua. Raportissa mafisina vulkaniitteina on pidetty kivia, jotka ohut-

If t+l;;",tt,fia (Vainospaa 1.79 Ga ) Kongioomraattia / rneta-arkoosia.. Konglomerate / rneta-arkose Gabroa / Dioriittia (Luossajarvi 1.93 Ga) Gabbro / Diorite 'n-\\,+. Tonaiiittia / Granodioriittia Graniittia (Pirivaara 2.6 Ga) Tonalite / Granodiorite. Granite Para- ja ortogneisseja / mustaliuskeita, karsia Graniittigneissia / graniittia I///SZFF p; ~;;~;rthogneisses / black schists. /,2-I Granite gneiss, granite Granaattistauroliittikiilleliusketta ja vl.-/ siirros Fauit / shear ruhie zone teja i ;~!;~$~p;~t;ulkani felsic rnetavolcanic rocks with magnetite r$1 Metaryoliittia Liuskeisuus Foliation Metarhyolite ;~i ;~eia,g;a:i Kuva 4. Silisjoen, Sevettijärven ja Naatamön alueiden geologinen kartta. Fig. 4. Geological rnap of tke Silisjoki, $evettijärvi and Naätarnö areas. hieessa ovat mineraalikoostumukseltaan ja tekstuuriltaan samankaltaisia kuin Silisjoen alueelta tavatut mantelikivet. Näillä perusteilla valittuja mafisia metavulkaniitteja on esitetty diagrammeilla geokemiaa kasittelevassa osassa. Tutkimusalueiden litostratigrafiaa voitiin selvittää parhaiten Silisjoen alueella (kuva 4), josta oli jo aiemmin tietoa kivilajien vaihtelusta ja kontakteista (Kesola 1988, 1989). Muilla tutkimusalueilla stratigrafian selvittäminen kilpistyi havaintomateriaalin puutteeseen. Ainoastaan Surnujarven alueella saatiin käsitys alueen kivilajivaihtelusta. 5.2 Graniittigneissi- ja gneissikompleksit Arkeeista graniittigneissikompleksia leikkaa 2600 Ma:n ikainen Pirivaaran graniitti Naatamön alueella seka Norjassa 2500 Ma:n ikainen Neidenin granodioriitti. Inarijärven alueelta garniittigneissikompleksin

gneisseista zirkonin vanhimmaksi iaksi on saatu 2730 Ma (Meriläinen 1976). Stratigrafian selvittämiseksi on eri alueiden gneissien ja amfiboliittien korreloiminen keskenään mahdotonta, koska gneissit ja amfiboliitit ovat voimakkaasti poimuttuneet ja vaaleiden neosoomien pilkkomia ja usein graniittiutuneita. Ainoastaan Silisjoen Isokivennokan, Naatamön ja Surnujarven alueen gneissit ovat hyvin säilyneitä verrattuna muihin Taka-Lapin alueisiin. Taka-Lapin alueella graniittigneissikompleksin kivilajit nayttavat joutuneen seka arkeeisena että proterotsooisena aikana samantyyppisten kuoren lämpötilan kohoamisesta johtuvien prosessien muokkaamiksi, joissa gneissit ovat paikoin muuttuneet lähes syvakivimaisiksi tonaliiteiksi ja granodioriiteiksi tai vaaleat ja tummat mineraalit ovat segregoituneet erilleen raitaisiksi suoniksi. Naatamön alueella näitä arkeeisena aikana segregoituneita gneisseja leikkaa teravasti Pirivaaran graniitti (2600 Ma). Proterotsooisena aikana kuori on paikallisesti sulanut, jolloin on syntynyt tonaliitteja ja granodioriitteja, joiden zirkonien iaksi on saatu 1930-1950 Ma (Meriläinen 1976). Näissä kivissa on vielä runsaasti relikteina amfiboliittia ja gneissia. Kontaktit ymparöiviin gneisseihin ovat vahitt2isia. Tätä Taka-Lapin alueelle tyypillistä gneissien sulamista on tapahtunut myös Karasjoen, Kautokeinon ja Enontekiön alueilla, joissa paleoproterotsooisten metavulkaniittien alla olevat Jergulin graniittigneissikompleksin gneissit vaihettuvat Hetan alueella tonaliiteiksi, granodioriiteiksi, graniiteiksi ja migmatiiteiksi (kuva 2). 5.2.1 Ahvenselän graniittigneissikompleksi Geofysikaalisissa matalalentokartoissa on Sevettijarven luoteispuolella Ahvenselässä laaja alue, josta puuttuivat magneettiset anomaliat (kuva 5). Tutkimuksissa selvisi, että tällä anomalioita vailla olevalla alueella oli graniittigneissia. Tämän hairiöttöman alueen ympärillä on kartoissa nähtävissä runsaasti positiivisia anomalioita, jotka aiheutuvat metavulkaniittien magnetiiiista. Nama metavulkaniitit kuuluvat Opukasjarven ryhmän kiviin. Graniittigneissin ja metavulkaniittien kontaktista tavattiin konglomeraattia. Ahvenselän graniittigneissikompleksi on suurimrnaksi osaksi tasalaatuista; ei voi olla varma, onko kyseessä orto- vai paragneisseja. Nama gneissit vastaavat koostumukseltaan tonaliittia, graniittia ja kvartsimontsoniittia. Kiillegneissia tavataan paikoin ja siinä on runsaasti granaattia. 5.2.2 kappeskaidin gneissikompleksi tappeskaidin gneissikompleksia on kuvattu Norjan puolelta (Siedlecka et al. 1985). kappeskaidin pohja- gnessikompleksin kivet jatkuvat Polmakista Suomen puolelle Silisjoen Isokivennokan (kuva 11) ja Naatamön alueelle. Cappeskaidin gneissikompleksin kivilajit ovat kiille-, kvartsimaasalpa- ja sarvivalkegneisseja. Valikerroksina on amfiboliittia ja meta-arkoosia. 5.2.3 Naatamön gneissikompleksi 5.2.3.1 Yleistä Naatamön alueen pääkivilajeja (kuva 6) ovat kiilleja sarvivalkegneissit, joihin liittyy amfiboliitteja ja rautamuodostuma. Gneissit ovat paikoin voimakkaasti metamorfoituneet ja deformoituneet. Gneissien vaaleat mineraalit muodostavat usein suonia ja vaaleita leukograniitin tyyppisiä linssejä. Siedlecka et al. (1985) ovat kuvanneet Norjan Sörvarangerin alueelta erityyppisiä gneissikomplekseja ja rautamuodostumia. Naatamön alueen gneissit ja amfiboliitit korreloituvat näiden kuvausten perusteella Norjan puolella Garsjö-ryhmän kivilajeihin, mutta myös Cappeskaidin gneissikompleksin kiviin, joita leikkaa Gaeccoaivin graniitti. Naatamön alueen gneisseja leikkaa Pirivaaran graniitti (kuvat 4 ja 6). Naatamön alueen gneissit ja rautamuodostumat nayttavat jatkuvan Surnujarven alueelle. 5.2.3.2 Kivilajit Naatamön tutkimusalueen gneissit ovat melko hyvin säilyneet, kun taas Naatamön karttalehtialueen eteläpuolella olevat kiille- ja sarvivalkegneissit ovat voimakkaasti migmatiittiutuneet. Kiillegneissit ovat rapautumispinnaltaan vaaleanharmaita. Usein ne vaihettuvat vähitellen sarvivalkegneisseiksi. Gneissien ja amfiboliittien vaalean mineraaliaineksen vaeltaminen saa usein kiven näyttamaan raitaiseka suonigneissilta tai migmatiitilta. Kiillegneissin päämineraalit ovat kvartsi, plagioklaa- si(an 070 = 25-35) ja biotiitti. Plagioklaasi on usein voimakkaasti serisiittiytynyt. Aksessorisia mineraaleja ovat sarvivalke, kalimaasalpa, + /- sillimaniitti, + /- granaatti, epidootti, kloriitti, apatiitti ja zirkoni. Sarvivalkegneississa paamineraaleina ovat plagioklaasi, sarvivalke ja paikoin kvartsi. Sarvivalkkeen lisäksi on paikoin amfibolina myös kummingtoniittia. Aksessorisia mineraaleja ovat biotiitti, serisiitti, apatiitti, kloriitti ja opaakki. Amfiboliitin päämineraalit ovat sarvivalke, plagioklaasi (An % = 30-40), + /- biotiitti ja + /- kummingtoniitti. Plagioklaaasi on usein serisiittiytynyt. Aksessorisia mineraaleja ovat opaakki, epidootti, apatiitti, kloriitti, titaniitti ja granaatti.

26 124 ' -. 69. 35' ll?? '1720 Kuva 5. Ahvenselän alueen aeromagneettinen kartta. Kartan keskellä oleva, lähes häiriötön alue on graniittigneissiä. Fig. 5. Geophysical map of the Alzvenselka area. The area without anomalies is conzposed of granite gneiss.

- - - i 0 NORJA + +.... SELITYS - LEGEMD DIABAASIJUONI DIABASE DYKE GRANIITTIA GRANITE KIILLEGNEISSIA 0 MICA GNEISS FJ SARVIVALKEGNEISSIÄ HORNBLENDE GNEISS - AMFIBOLIITTISIA VALIKERROKSIA RAUTAMUODOSTUMA,... AMPHIBOLITIC INTERBEDS AMFIBOLIITTIA TAI KIILLEGNEISSIA.... SULKEUMINA........ AMPHIBOLITEi MICA GNEISS........ INCLUSIONS OF.,... Kirkkoniemeen..................,........................, Kuva 6. Naatamön alueen geologinen kartta. Fig. 6. Geological inap of the Naatainö area. Kiillegneissin, sarvivalkegneissin ja amfiboliitin rnikroskooppinen rakenne on granoblastinen. Porfyroblastina on toisinaan granaatti. Kivissa näkyy myös kerroksellisuutta, mutta nämä rakenteet ovat hyvin paikallisia. Naatamön gneissien välissä on rautarnuodostuma. Se on parhaiten paljastunut Naatamön kylän etelapuolella, Norjan rajan tuntumassa, ja se on samantyyppinen kuin Surnujarven alueen rautamuodostumat. Muodostuma ja sen epämääräiset kiisupitoiset jatkeet voidaan paikantaa geofysikaalisilta kartoilta. Rapautumispinnaltaan kivet ovat tummanvihreita, ja niissä on punertavia granaattiporfyroblasteja. Päämineraalit ovat kvartsi, opaakki (magnetiitti), gruneriitti ja sarvivalke. Aksessorisia mineraaleja ovat granaatti, biotiitti ja apatiitti. Puollimvarrin tunturissa on ruosteinen noin puoli metriä leveä kiisupitoinen rautamuodostuman jatke. Kiven päämineraalit ovat granaatti, kvartsi ja opaakki (kiisuja ja grafiitti). Aksessorisia mineraaleja ovat sarvivalke, kummingtoniitti, kloriitti, serisiittiytynyt plagioklaasi, biotiitti, zirkoni, rutiili ja apatiitti. Paikoin biotiitti on osaksi muuttunut kloriitiksi. Tasta kivestä on tehty paine- ja lampötilamaaritys mineraaliparien (plagioklaasi-granaatti, biotiitti-granaatti) avulla. Tulokseksi saatiin 6 kb ja 660 "C (kuva 16). 5.2.4 Surnujarven gneissikompleksi Alueen kivilajit ovat pääasiassa gneisseja, mafisia ja felsisia metavulkaniitteja, graniitteja, migmatiitteja ja diabaaseja (kuva 7). Alueella on ultramafinen pahku,

SELITYS - LEGEND Diabaasi Diabase Ultramafinen pahku Ultramafic body Kiilleliusketta Mica schisl,raitainen rautamuodostuma BIF /I-_/ Mafisia ja felsisia metavulkaniitteja Mafic and felsic metavolcanite Karsigneissiä Skarn gneiss /,/+I Graniittigneissiälgraniillia Granitic gneisslgranite Liuskeisuus Foliation _,- Siirroslruhje A Profiili Faultlshear zone *-*Profil. Kuva 7. Surnujarven alueen geologinen kartta. Fig. 7. Geological map of the Surnujarvi area. jonka päämineraalit ovat paaasiassa oliviinia ja serpentiiniä. Norjan puolelta vulkaaniset kivet jatkuvat Suomen puolelle Surnupaan tunturin kohdalla. Useissa julkaisuissa Surnujarven alueen vulkaniitit korreloituvat Petsamon ryhman vulkaniittien kanssa (Bugge 1980; Marker 1985; Gaal et al. 1989), mutta kivilajiassosiaatioltaan ja kemismiltaan Surnujärven vulkaniitit eivät korreloi Petsamon ryhman vulkaniittien kanssa. Surnujärven alueella kartoitettiin Surnupaan karttalehtialue (4824 03). Alueen kivet muodostavat doomimaisen rakenteen, jota reunustavat mafiset metavulkaniitit ja rautarnuodostumat. Tämän doomimaisen rakenteen poikki kartoitettiin profiili (kuvat 7 ja 8). Jos oletetaan, että doomin keskellä olevat kivet ovat Vanhempia kuin doomin reunalla, niin tällöin litostratigrafiassa alimpana on kvartsimaasalpagneisseja, jotka voivat olla joko orto- tai paragneisseja. Mafisten metavulkaniittien ja alimpien gneissien valissa on paragneisseja, joissa on karsimineraaleja (sarvivalke, diopsidi ja epidootti). Mafisten metavulkaniittien ja gneissien välinen kontakti on vähittäinen. Mafiset metavulkaniitit ovat massamaisia tai raitaisia, eikä vulkaniiteille tyypillisiä rakenteita ole havaittu. Mafisten metavulkaniittien ja gneissien valissa rautamuodostumia on useilla eri litostratigrafisilla tasoilla. Rautarnuodostuman mineraalit ovat paaasiassa gruneriittia, kvartsia ja magnetiittia. Surnupaan alueella on voimakas chevron-tyyppinen poimutus. Sen akselitasoliuskeisuus yhtyy lounais - koiliis-suuntaisiin siirroksiin, jotka Taka-Lapin alueella lavistavat seka granuliittikompleksia että graniittigneissikompleksia.

]+iv v v v v v V V V V v v v V V V V Kiiiieliusketta Mica schist Mafisia ja felsisiä metavulkaniitteja Mafic and felsic metavolcanites Raitainen rautamuodostuma BIF Mafisia ja felsisiä rnetavulkaniitteja Mafic and felsic metavolcanites Karsi gneissia Skarn gneiss Graniittigneissiälgraniittia Granitic gneissigranite Diabaasi Diabase 5.2.5 Inarijarven gneissikompleksi Gneissit koostuvat pääasiassa plagioklaasista ja kvartsista. Lisäksi niissä on kiilteita, sarvivalketta ja usein granaattia. Granuliittikompleksin läheisyydessä on gneisseissä sillimaniittia ja amfiboliiteissa pyrokseenia. Gneissien välissä on vyöhykkeitä, joissa on metaarkooseja ja amfiboliitteja. Meta-arkoosissa on paikoin magnetiittipirotetta ohuina raitoina. Gneisseihin liittyvät amfiboliitit ovat usein voimakkaasti budinoituneet linsseiksi. Rakennetulkinnat osoittivat Inarijarven itäpuolisten alueiden kivien sisältävän samoja deformaatiovaiheita, joita hän oli löytänyt Savukosken graniittigneissialueelta. Inarijarven läntisten alueiden gneisseissä ei ollut sen sijaan kaikkia niitä deformaatiovaiheita, joita tavattiin jarven itäisten osien kivissa. Läntisten alueiden gneissit saattavat siten olla nuorempia kuin itäisten osien kivet, ja mahdollisesti nämä rakenteiden perusteella nuoremmat gneissit korreloivat Opukasjärven ryhman ja Kuorboaivin alueen gneisseihin. Kuva 8. Surnujarven alueen kivilajipylväs profiililta A-C, joka on esitetty kuvassa 7. Fig. 8. Stratigrapkic column of the bedrock at Surnujarvi (Profile A-B in Fig. 7). 5.3 Silisjoen, Sevettijärven ja Kuorboaivin metavulkaniitit ja niihin liittyvät kivilajit 5.3.1 Yleistä Sevettijärven ja Silisjoen tutkimusalueiden mafiset ja felsiset metavulkaniitit ovat samaa vulkaniittivyöhykettä. Silisjoen alueen kivilajit jatkuvat Kuorboaivin alueelle geofysikaalisten karttojen, geologisten havaintojen ja geokemiallisten tulkintojen perusteella. Silisjoen alue oli kartoitettu ennen projektia 1 : 100 000 -mittakaavaista kivilajikarttaa varten, joten alueelta oli jo valmiina geologinen yleiskuva (kuva 9). Projektin aikana vulkaniittivyöhykkeen poikki tutkittiin viisi profiilia, joista otettiin 319 näytetta. Profiilitutkimuksen lisäksi seurattiin kivilajien muuttumista kivilajien kulun suunnassa lateraalivaihtelun selvittämiseksi. Tärkeimmät kontaktit lavistettiin syvakairauksissa. Malmiosaston syväkairauksesta saatiin kivilaji- ja analyysitietoa Silisjoen ja Kuorboaivin väliseltä peitteiselta alueelta. 5.3.2 Opukasjärven ryhma Silisjoen ja Sevettijarven tutkimusalueiden liuskevyöhykkeestä on aiemmissa julkaisuissa käytetty Apukas- jarven liuskevyöhyke -nimitystä (Meriläinen 1976), mutta uusimmissa topografisissa kartoissa Apukasjärvi on Opukasjarvi. Opukasjärven ryhma koostuu Avlejohkan, Kistapelvuobmin, Laavvuvaaran, Silisvarrin ja Silisjoen muodostumista (kuvat 4, 10 ja 11). Opukasjärven ryhmän kivilajien alla ovat Cappeskaidin ja Ahvenselan (kuva 5) gneissikompleksit. Kuorboaivin ja Silisjoen alueiden valissa Stuorra Tievjan alueella (kuva 4) on doomimainen rakenne, jota Opukasjärven ryhmään luetut gneissit ja metavulkaniitit reunustavat. Tältä doomimaiselta gneissikompleksin alueelta on graniitista mäaritetty zirkonin ikä, joka on 2500 Ma (Meriläinen 1976). Graniitin leikkaussuhteita ympäröiviin gneisseihin ei ole pystytty selvittämään. Sevettijarven koillispuolella Kotalompolossa on kemialliselta koostumukseltaan Pirivaaran graniitin tyyppinen graniitti (kuva 35), joka leikkaa Opukasjärven ryhmän metavulkaniitteja. Mikäli Pirivaaran (2600 Ma) ja Kotalompolon graniitit ovat samanikaisia, niin myös Opukasjärven ryhman kivet ovat arkeeisia. Toisaalta Stuorra Tievjan doomin graniitit (n. 2500 Ma) ovat pohjana Opukasjärven ryhman kiville, minkä perusteella Opukasjärven ryhmän kivet ovat proterotsooisia.

\ NORWAY SELITYS - LEGEND Ultramaflittia / Uitramafic rocks Granodioriittia - tonaiiittia Granodiorite - tonaiite Gabroa - dioriittia Gabbro -diorite Kvartsimaasalpagneissia Ouartz-feldspar gneiss Mustaliusketta - kiisupitoisia liuskeita Black schists. sulfide-bearing schisls Karsivälikerroksia Intercalations or skarn Happamia metavulkaniitteja (metaryoliitteja) FeIsic metavoicanites Granaattlstauroiiitlikiilleyneissiä i Serttiä Garnet-staurolite mica gneiss 1 chert Mantelikiveä Amygdaloidal rock Agglomeraattia 1 vulkaanista breksiaa Agglomerate 1 volcanic breccia Emäksistä tai intermediaarisla metavuikaniitlii Basic or interrnediate metavoicanites Kvartsi-rnaasäipäyneissiä ja sarvivalkegneissie Quartz-feidspar gneiss and hornglende gneiss Graniittia Granite Liuskeisuus Foliation Ruhje tai siirros Fraclure or shear zone Kiviiajiraja Contact Syvakairausreikä Driil hole Kuva 9. Silisjoen alueen geologinen kartta. Fig. 9. Geological rnap of the Silisjoki area. Opukasjarven ryhmän kivet jatkuvat Norjan puolelle Polmakin alueelle, jossa Avlejohkan konglomeraattimuodostumasta käytetään Petsamon ryhman Neverskrukkin muodostuman nimeä, ja Kistapelvuobmin ja Laawuvaaran muodostumat on nimetty Malbekkenin muodostumaksi. Silisvarrin muodostuman Norjan puoleiset kivet on luettu Skogfossin muodostumaan (Siedlecka et al. 1985). Projektissa otettiin näyte Malbekkenin muodostuman mantelikivestä Polmakista (kuva 23). Tämän kiven kemiallinen koostumus vastaa tay- sin Laavvuvaaran muodostuman mantelikiven koostumusta (kuvat 29 ja 30). Sevettijarven Ahvenselässä on paikallisesti regoliittia ja konglomeraattia (Avlejohkan muodostuma), joka on Ahvenselän graniittigneissikompleksin gneissien ja Sevettijarven alueen metavulkaniittien välissä. Konglomeraattia ja regoliittia ei ole aina pohjakompleksin ja vulkaniittien kontaktissa, vaan vulkaniitit ovat purkautuneet suoraan pohjakompleksin päälle. Opukasjarven ryhman litostratigrafiset yksiköt ovat

Lyöttijarvi - Silisvarri alue 1 area Stuorab Kolrnmesjavri alue 1 area SILISJOKI Fm SILISVAHRI Fm LAAVVUVAARA Frn KISTAPELVUOBMI ~rn"""" " CAPPESKAIDI Gneissikornpleksi/ Gneiss cornplex E ofio v v v nn V V V 0-13 v v 0 0 V V V - - 0 I V V V m\\\\\\\\\ o o ovfiv, v V,V o J v O v 0 0 0 I V V V v v v v > > > t- - F ;j - 0 - v v -0 V V V - 0- - 0 0 o v o v v 0 v V O 0 0 0 v V 0 0 0 v v v v... - --- k - - 0 0 v v v 0 0 0 V V V 0 0 V V V V > t t SELITYS - LEGEND Kiille- ja kvartsimaasalpagneiscia Mica- and quartz-feldspar-gneiss Felsista metaryoliittia /-tuffiittia 1001 Felsic metarhyolite / tuffite ( Metabasaittia, andesiittia / tuffiittia Metabaslt, -andesite / turfite Mantelikivea Arnygdaloidal lava L,HHHK/ Agglomeraattia Agglornerate Mustaliusketta Black schist Granaattistauroliittikiillegneissia / karsikivea / serttiä Garnet-stauroiite-mica gneiss / skarn / chert Para- ja ortogneissia, amfiboliittia ja granitoideja Para- and orthogneiss, amphibo,iite and granitoids Kuva 10. Silisjoen alueen litostratigrafiset yksiköt. Kuvassa 11 on esitetty profiilit (A...F), joita kivilajipylvaat kuvaavat. Fig. 10. The lithostratigraphic units of the Silisjoki area. Profiles A-F shown in Fig. II. parhaiten nahtavissa Silisvarrin, Stuorab Kolmmesjavrin ja Isokivennokan alueilla. Lisäksi geofysikaalisissa kartoissa voidaan seurata peitteisilla alueilla anomalioita, joita aiheuttavat magnetiittipitoiset happamat vulkaniitit tai tuffiitit ja metapeliitit (granaattistauroliittikiilleliuske). Vulkaanisissa kivissa on vain harvoin nahtavissa primaarirakenteita. Mafiset ja felsiset metavulkaniitit ovat pääasiassa raitaisia tai massamaisia. Vulkaniittivyöhykkeen vulkaniittien primaarirakenteista voidaan tunnistaa ainoastaan mantelikivet, joissa on kvartsi- ja plagioklaasitaytteisia manteleita. Silisvarrin etelarinteel- 1a on agglomeraattia ja vulkaanista breksiaa mantelikiven yhteydessä. Useat tuffiiteiksi kartoitetut kivet ovat raitaisia, joskin osa raitaisuudesta on deformaation aiheuttamaa. Kuitenkin koostumusvaihtelut saattavat ilmentää primaaria kerroksellisuutta, sillä raitaisuus johtuu usein plagioklaasin, kvartsin, biotiitin ja sarvivalkkeen kerrallisesta vaihtelusta. Tummanvihreiden metavulkaniittien mineraalikoostumus on sarvivalke, kirkas kaksostumaton plagioklaasi (oligoklaasi), epidootti ja toisinaan myös kvartsi. Uudelleenkiteytyminen ja mineraalien suuntautuminen on ollut hyvin voimakasta ja monivaiheista (kuva 19). Laavasyntyisissa kivissa, kuten mantelikivissa, sarvivalkerakeet ovat usein muuttuneet reunoiltaan biotiitiksi. Sen sijaan tuffiiteiksi maaritetyissa kivissa biotiittia on runsaasti myös omina itsenäisinä rakeina. Felsisten metavulkaniittien mineraalikoostumus on paaasiassa plagioklaasia, kvartsia, serisiittia ja opaakkia (magnetiittia). Ne ovat hyvin hienorakeisia. Hienorakeisen massan joukossa on plagioklaasi- ja kvartsihajarakeita seka magnetiittifragmentteja. Granaatti on yleinen porfyroblasti seka emaksisissa metavulkaniiteissa että vaaleissa kvartsimaasalpagneisseissa.

SELITYS - LEGEND OPUKASJARVEN RYHMA THE OPUKASJARVI GROUP Silisjoen rnuodosturna, -,,- - Silisjoki Forrnation Siiisvarrin rnuodosturna Siiisvarri Forrnation Laavvuvaaran rnuodostuma Laavvuvaara Forrnation YAPPESKAIDIN GNEISSIKOMPLEKS CAPPESKAIDI GNEISS COMPLEX PROFIILI A... B PROFILE Kuva 11. Silisjoen alueen litostratigrafinen kartta. Fig. II. Lithostratigraphic map of the Silisjoki area. 5.3.2.1 Avlejohkan muodostuma Sevettijärven Ahvenselässa Avlejohkan eteläpuolella on Ahvenselän graniittigneissikompleksin ja metavulkaniittien välissä paikoin regoliittia ja konglomeraattia (kuva 5 ja 12), jotka muodostavat Avlejohkan muodostuman. Konglomeraatin ja regoliitin lisäksi saattaa Avlejohkan muodostumaan kuulua myös metaarkooseja. Näiden meta-arkoosien stratigrafinen asema ei ole aivan kiistaton, sillä meta-arkoosit ovat Ahvenselän graniittigneissikompleksin keskellä, ja ne ovat poimuttuneet isokliinisesti gneissien kanssa. Tämän vuoksi ei voida nähdä, ovatko meta-arkoosit pohjakompleksin gneissien päällä, vai kuuluvatko ne Ahvenselän graniittigneissikompleksiin. Konglomeraattia on nähtävissä Sevettijärven luoteispuolella Ahvenselässa (x = 7720,34 ; y = 556,93; kuva 12). Konglomeraatti on lähes monomiktinen. Pallot ovat pääasiassa graniitti- ja kiillegneissiä. Muutama pallo on puhdasta kvartsia. Näitä samoja kivilajeja on tavattu alueen graniittigneissikompleksissa. Konglomeraatin iskos on hienorakeista ja hyvin tummaa, ja se muistuttaa kiilleliusketta. Iskoksen mineraalikoos-

Kuva 12. Ahvenselan muodostuman konglomeraatti. Laatan pituus 10 cm. Fig. 12. Conglomerute of the Ahvenselkä Formation. Tug 10 cm long. tumus on pääasiassa biotiittia, kvartsia ja plagioklaasia. Palloissa on nahtavissa eri-ikäisiä deformaatiovaiheita. Vanhimmat deformaatiovaiheet ovat syntyneet jo ennen kivilajipalloksi joutumista, eli pallojen lähtömateriaali on ollut jo voimakkaasti deformoitunut. Myöhemmin konglomeraatin pallot ja iskos ovat deformoituneet yhdessä päällä olevien vulkaniittien kanssa. Avlejohkan konglomeraatti on ulkoasultaan aivan samantyyppinen kuin Norjassa Björnevannin Pesktin-. din muodostuman konglomeraatti (Siedlecka et al. 1985), joka on hyvin paljastunut Kirkkoniemestä etelään johtavan tien varrella. Tämä konglomeraattimuodostuma kuuluu Björnevannin vulkaanis-sedimenttiseen ryhmään. Avlejohkan muodostuman konglomeraatti on aivan erityyppinen kuin Petsamon ryhman alimman muodostuman polymiktinen pohjakonglomeraatti, joka on nahtavissa tieleikkauksessa Norjan Neverskrukkissa. Neverskrukkin konglomeraatin pallojen koko vaihtelee muutamasta senttimetristä yli puoleen metriin ja pallojen kivilajikoostumus on hyvin moninainen: useita erivärisiä graniitteja, gneissejä, liuskeita ja amfiboliitteja. Konglomeraatin iskos on karkeaa grauvakkaa, jossa on paikoin runsaasti karbonaattia ja juonikvartsifragmentteja. Regoliittia on tavattu Ahvenselän graniittigneissikompleksin ja Opukasjärven ryhman metavulkaniittien välissä. Kontakti on paljastunut aivan Ahvenstokkan itäpuolella (x = 7718,Ol; y = 558,lO). Regoliittia on noin puolen metrin paksuisena kerroksena, josta erottuu kymmenen senttimet- riä leveä, ainoastaan biotiittia sisältävä musta kerros. Regoliitin ja graniittigneissin kontakti on vähittäinen. Regoliitin päämineraalit ovat biotiitti, kvartsi ja plagioklaasi. Aksessorisia mineraaleja ovat sillimaniitti, kyaniitti, stauroliitti ja granaatti. Regoliitin ja metavulkaniittien kontaktin läheisyydessä on sarvivälkettä. Stuorra Tievjan (kuva 4) pohjoispuolelta on kallioperäkartoituksen yhteydessä löydetty meta-arkoosia (Puolbmakkeäsjavri, x = 7739,60; y = 535,91). Nämä meta-arkoosit saattavat oila samassa stratigrafisessa asemassa kuin Ahvenselan alueen meta-arkoosit, ja siten ne olisivat korreloisivat Avlejohkan muodostumaan. On hyvin paljon mahdollista, että ennen vulkaanista toimintaa (Opukasjärven ryhman vulkaniitit) on ollut pitkäaikainen rapautumisaikakausi, jolloin on syntynyt laaja-alaisia epäkypsiä sedimenttejä, arkooseja. 5.3.2.2 Kistapelvuobmin muodostuma Alin vulkaniittimuodostuma on nimetty Kistapelvuobmin muodostumaksi (kuva 10). Muodostumaa voidaan seurata paljasturnien ja aeromagneettisten karttojen avulla, koska magnetiittia sisältävät felsiset kivilajit muodostavat hyvän johtohorisontin. Muodostuma ulottuu Norjan puolelle noin neljä kilometriä maiden rajalta pohjoiseen, ja se jatkuu Silisjoen alueelta etelään Opukasjärvelle. Muodostuman pituudeksi on saatu noin kaksikymmentä kilometria, ja sen paksuus

vaihtelee 10 ja 300 metrin välillä. Muodostuman kivilajit ovat paaasiassa mafisia metavulkaniitteja, mutta muodostuman ylimmät jäsenet ovat felsisiä metavulkaniitteja ja peliittisiä sedimenttejä. Peliittisen jäsenen paksuus voi olla muutamasta metristä aina 75 metriin. Syväkairauksissa lävistettiin muodostuman ala- (R-4) ja yläkontakti (R-2 ja R-3, kuva 13). Molemmat kontaktit ovat terävät. Alakontakti on nahtavissa paljastumalla (x = 7743,44; y = 555,81 ja x = 7738,50; y = 556,42). Yläkontakti on nahtavissa kairanreiän (3-3) lisäksi paljastumalla (x = 7744,25; y = 555,39). Alakontaktia lävistävässä reiässä (R-4) on Cappeskaidin gneissikompleksia leikkaavia mafisia juonia. Ne voivat olla vulkaniittien kanssa samaan aikaan syntyneitä puolipinnallisia juonia tai vulkaanisen materiaalin tulokanavia. Kistapelvuobmin muodostuman vulkaaniset kivilajit ovat paaasiassa mafisia, massamaisia tai raitaisia laavoja tai tuffeja. Vulkaniiteilie tyypillisiä primaarirakenteita kuten manteleita ei ole löydetty. Mafisten metavulkaniittien mineraalikoostumus on paaasiassa sarvi- välkettä, plagioklaasia (oligoklaasi) ja kvartsia. Aksessorisia mineraaleja ovat biotiitti, epidootti, titaniitti, apatiitti, kloriitti ja joskus kalimaasälpä. Muodostuman yläosassa mafiset metavulkaniitit vaihettuvat vähitellen peliittisiksi metasedimenteiksi (granaattistauroliittikiilleliuske) ja felsisiksi metavulkaniiteiksi. Tämä vaihettuminen on nahtavissa paljastumalla, joka on kaksi kilometriä Kistapeljavvrikilta itään (x = 7744,51; y = 555,57; kuva 45, kohde 15). Granaattistauroliittikiilleliuske näkyy maastossa ympäristöään korkeampana harjanteena. Sen välissä on paikoin karsia ja serttejä, varsinkin Norjan rajan tuntumassa. Stauroliittirakeet ovat voimakkaasti pyöristyneet ja muistuttavat paljastumalia ulkomuodoltaan granaattia (kuva 18). Päämineraaleja ovat biotiitti (30 %), kvartsi (25 %), plagioklaasi (15 %), granaatti (10 %), stauroliitti (8 %) ja opaakki (7 %). Aksessorisia mineraaleja ovat kloriitti (4 %), serisiitti, sillimaniitti ja turmaliini. Kiilleliuskeen mineraaliseurue on hyvin epätasapainoinen, ja esimerkiksi granaattia ja sturoliittia on syntynyt kiveen eri deformaatiovaiheissa. Tämän-ki- LAAVVUVAARA MUODOSTUMA LAAVVUVAAFIA FORMATION : Mafisia rnetavulkaniitteja Ek Mafic rnetavolcanites Metatuffittia Metatuffite KISTAPELVUOBMI MUODOSTUMA KISTAPELVUOBMl FORMATION Felsisia rnetavulkaniitteja Felsic metavolcanites L * Vulkaanista breksiaa /r Volcanic breccia TJ ~j~~i~,";;;ta @ Granaattia Garnet Stauroliittia Staurolite PYSTYLEIKKAUS - PROFIL V V V V V + Magnetiittirnurskaleita Fragments of rnagnetite Kivilajiraja Contact. _,- Kivilajiraja. asteittainen Contact. gradational. Paljasturna I I -, Outcrop Kairanreikä 4 Drill hole Kuva 13. Kistapelvuobmin ja Laavvuvaaran muodostumien kontaktivyöhykkeen geologinen kartta. Fig. 13. Geological map of the contact zone between the Kistapelvuobmi and Laavvuvaara Formations.

ven eri deformaatiovaiheita on käsitelty raportin rakenteesta ja metamorfoosista kertovassa osassa. Muodostuman ylaosan felsiset vulkaniitit ovat usein kerroksellisia tai breksioituneita. Väri rapautumispinnalla on vaaleanpunainen tai siniharmaa, mutta tuore pinta on tummanharmaata. Harmaa väri johtuu kiven magnetiittipirotteesta. Happamasta vulkaniitista on tavattu vihreitä mafisen vulkaniitin kappaleita seka magnetiittifragmentteja. Mineraalikoostumus on plagioklaasia, kvartsia, serisiittiä ja opaakkia (magnetiitti). Kivi on hienorakeista, mutta serisiitin joukossa on kookkaampia plagioklaasi- ja kvartsihajarakeita. Kistapelvuobrnin muodostuman vulkaniitit ovat purkautuneet 6appeskaidin gneissikompleksin kivilajien paalle. Muodostuman vulkaniittien vaihteleva paksuus (10-300 m) saattaa johtua kerrostumisalustan epatasaisesta topografiasta. Muodostuman alimmat, paäasiassa mafiset vulkaniitit ovat tasanneet kerrostumisalustan syvänteitä. Vulkanismin laantuessa muodostuman ylimmat felsiset vulkaniitit ovat kerrostuneet tasoittuneelle alustalle. Näin on syntynyt laaja-alaisia felsisia vulkaniitteja (tuhkia), jotka ovat sekoittuneet osaksi kemiallisten (karsi ja sertti) peliittisten sedimenttien (granaattistauroliittikiilleliuske) kanssa. Tämä kemiallisten sedimenttien kerrostuminen on vaatinut rauhallista vaihetta seka myös olosuhteita, joissa on voinut saostua paikallisesti raudan oksideja, serttiä ja karbonaattia. 5.3.2.3 Laavvuvaaran muodostuma Laavvuvaaran muodostuma on samantyyppinen kuin Kistapelvuobmin muodostuma (kuva 10). Kivilajit ovat paaasiassa mafisia metavulkaniitteja. Muodostuman ylimmat jäsenet ovat felsisia metavulkaniitteja sekä kemiallisia ja peliittisia metasedimentteja (kuva 10). Laavvuvaaran muodostumaa voidaan seurata Sevettijarvelta Norjan Polmakiin asti. Muodostuman pituudeksi on saatu noin 90 kilometriä. Muodostuman paksuus vaihtelee Silisjoen alueella 500 ja 900 metrin välillä. Suomen puolella on Laawuvaaran muodostuman alla Kistpelvuobmin muodostuma, mutta Norjan puolella Polmakin alueella on Laawuvaaran muodostuma 6appeskaidin gneissikompleksin päällä, tai paikallisesti on vulkaniittien ja gneissien valissa konglomeraattia (Siedlecka et al. 1985). Silisjoen alueella muodostuman pohjoisosassa ovat vallalla mantelikivet. Muodostuman keski- ja etelaosassa ovat tyypillisiä mafiset ja felsiset metatuffiitit, mutta mantelikivet ovat harvinaisia. Kuollepastimtsielgin alueella (kuva 9) on mantelikivipatjoja, joiden valissa on raitaista metatuffia tai -tuffiittia. Mantelikivipatjojen paksuus vaihtelee 1 ja 3 metrin valilla. Pyroklastisten metasedimenttien kerrospaksuudet vaihtelevat muutamasta kymmenestä sentista useisiin metreihin. Kerroksien paksuudet on saatu sy- vakairausrei'istä R-1 ja R-3 (kuva 9). Mafisten metavulkaniittien mineraalikoostumus on sarvivalkettä, plagioklaasia (oligoklaasi) ja kvartsia. Aksessorisia mineraaleja ovat biotiitti, epidootti, karbonaatti, titaniitti, opaakki (usein ilmeniitti). Kvartsia, karbonaattia ja epidoottia on usein ohuissa suonissa, jotka breksioivat kiveä. Näitä vaaleita suonia on tavattu runsaasti syväkairasydamista (R-1). Mantelit ovat kvartsia, plagioklaasia ja epidoottia. Mantelikivien välissä on ultraemaksinen liuskepatja (x = 7745,25; y = 2554,36). Tämän horisontin paksuus on noin kolme metriä. Horisonttia pystytään seuraamaan 5 kilometrin matkalla, koska se poikkeaa ulkoasultaan ympäristön kivistä. Liuskeessa on voimakas krenulaatioliuskeisuus. Paamineraali on tremoliitti tai aktinoliitti. Aksessorisia mineraaleja ovat opaakki (ilmeniitti), apatiitti ja biotiitti. Kemialliselta koostumukseltaan kivi vastaa pikriitteja. Muodostuman keskiosassa Laavvuvaaran eteläpuolella on tavattu samantyyppistä ultraemaksista liusketta karsien ja serttien välissä (kuva 45, kohde 19). Laavvuvaaran muodostuma on etelaosassa Opukasjärven ja Sevettijärven alueella tuffiittivaltainen. Metatuffiittien koostumus vaihtelee täällä mafisesta felsiseen. Koostumusvaihtelu on hyvin nähtävissä Sevettijärven alueella Katariinajarven pohjoispuolella (x = 7718,49; y = 444,43). Laavvuvaaran muodostumasta ei ole löydetty muita vulkaanisia rakenteita kuin pyroklastisille sedimenteille tyypillistä raitaisuutta ja voimakkaasti deformoituneita manteleita. Tyynylaavoja ei ole löydetty. Pyroklastiset metasedimentit ovat heikosti lajittuneita. Näiden havaintojen perusteella vulkaniitit näyttävät purkautuneen kuivalle maalle tai matalaan veteen. Muodostuman yläosassa on veteen kerrostuneita kemiallisia metasedimentteja. Vertailtaessa Kistapelvuobmin ja Laavvuvaaran muodostumien kemiallisia sedimenttejä keskenään näyttää Kistapelvuobmin muodostuman metasedimentit sisältävän paaasiassa magnetiittia, kun taas Laavvuvaaran muodostuman ylaosan metasedimenteille on tyypillistä grafiitti- ja kiisupitoiset liuskeet. 5.3.2.4 Silisvarrin muodostuma Silisvarrin muodostuma on kerrostunut Laawuvaaran vulkaniittimuodostuman paalle, kun vulkaaninen toiminta on muuttunut paikalliseksi ja samanaikaisesti on alkanut laaja-alainen sedimentaatio. Silisvarrin muodostuman gneisseja ja metavulkaniitteja on seurattu kymmeniä kilometrejä Silisjoen ja Sevettijarven alueiden länsipuolelle. Muodostuman paksuuden on arvioitu olevan yhden ja kahden kilometrin välillä. Muodostuma koostuu vuorokerroksin vaihtelevista mafisista ja felsisista metavulkaniiteista seka alkuperältään grauvakkaisista sedimenteista, jotka ovat metamorfoo-

sissa ja deformaatioissa muuttuneet kiille- ja kvartsimaasalpagneisseiksi (kuva 10). Silisvarrin muodostumassa on tyypillistä lateraalivaihtelu, jossa samaa horisonttia seuratessa jollain alueella tavataan paaasiassa gneisseja ja toisella alueella ovat metavulkaniitit vallalla. Stuorab Kolmmesjavrin alueen (kuvat 9 ja 10) pääkivilaji on paragneissi, kun taas Silisvarrin alueella on mafisia ja felsisia metavulkaniitteja. Näiden kivilajistoltaan erilaisten alueiden valissa on vaihettumisvyöhyke Silisvarrin pohjoisrinteella, jossa alkuperältään vulkaaniset ja epiklastiset kivet ovat toistensa lomassa vuorokerroksin. Stuorab Kolmmesjavrin ja Kistapeljavrrikin alueella (kuvat 9 ja 10) on muodostuman alaosassa harmaiden kiille- ja kvartsimaasalpagneissien valissa vaaleanpunaisia felsisia metavulkaniitteja, karsia, karbonaattikivia, kiilleliuskeita ja kiisuliuskeita. Muutamissa felsisissa metavulkaniittipatjoissa on runsaasti kvartsipalloja, jotka näyttävät budinoituneilta serttikerroksilta. Muodostuman yläosassa on gneisseja, joiden valissa on vain muutama mafinen metavulkaniittipatja. Gneissien mineraalikoostumus on kvartsia, plagioklaasia (oligoklaasi/albiitti) ja paikoin yhtä tai kahta kiillettä. Aksessorisia mineraaleja ovat epidootti, karbonaatti, granaatti, sarvivalke ja opaakki. Epidoottia ja karbonaattia voi olla runsaasti kasaumina varsinkin muodostuman keskiosan kivissa. Felsiseksi metavulkaniitiksi tulkitun kiven mineraalikoostumus on albiittia, kvartsia, kloriittia, biotiittia ja satunnaisesti granaattia. Silisvarrin ja Stuorab Kolmrnesjavrin välisellä alueella vulkaanisten kivien osuus kasvaa verrattuna Kolmmesjavrin alueen kiviin (kuva 10). Silisvarrin alueella on muodostuman alaosassa pääasiassa mafisia metavulkaniitteja, joiden vassa on paikoin muutaman metrin paksuisia felsisia metavulkaniittipatjoja. Stratigrafiassa ylöspäin (kuva 10) lisääntyy felsisten metavulkaniittien osuus. Paikoin on mafisten metavulkaniittien valissa kiillegneisseiksi luokiteltavia kerroksia. Felsiset metavulkaniitit on erotettu gneisseista seuraavasti: felsiset metavulkaniitit ovat usein kerroksina mafisten metavulkaniittien valissa ja rapautumispinta on vaaleanharmaa tai -punertava, mutta kiven tuore pinta on huomattavasti tummempi kuin ra- OVO V V V V O v v V V O V v v v O v O ----- V V V V V V V v v v v -x V V V V - - @..- - -.- - - v v v v --- --- - - V V V V v v v v v v v v o v v v v v O v O V V V V ---- - - - - v v v v v v v v v v v v v v V V V V - - - v v v V V V V SYMBOLIT SYMBOLS p l MASSIIVISIA MAFISIA METAVULKANIITTEJA MASSIVE MAFIC METAVOLCANITES MANTELIKIVEA 10 AMYGDALOIDAL LAVA F-7 METATUFFIITTIA METATUFFITE - 1 1 FELSISIA METAVULKANIITTEJA FELSIC METAVOLCANITE KIILLEGNEISSIA MMICA SCHIST KARSIA SKARN ROCKS JXI STAUROLIITTIA STAUROLITE Kuva 14. Silisvarrin muodostuman yläosan poikkileikkaus käirareikien R-5 ja R-6 kohdalta. Reikien paikat kuvassa 9. Fig. 14. Diamond drill section across the upper pari of the Silisvarri Formation. The location of the drill hole is shown in Fig. 9.

pautumispinta. Gneisseiksi luokitellut kivet ovat useimmiten harmaita seka rapautumispinnalta että tuoreelta pinnalta. Silisvarrin alueella mafiset metavulkaniitit ovat raitaisia ja muistuttavat tuffiitteja. Mantelikivea on tavattu vain muutamalta paljastumalta. Agglomeraattia ja vulkaanista breksiaa on tavattu paljastumista (x = 7737,22; y = 553,18) Silisvarrin kaakkoisrinteessa. Silisvarrin Iansipuolella kairattiin muodostuman ylimpien osien läpi (R-5 ja R-6, kuva 14). Kairansydamissa näkyi selvästi vaaleiden paragneissipatjojen ja tummanvihreiden metavulkaniittien vuorottelu. Kairauksissa todettiin myös eri kivilajien selektiivinen paljastuneisuus, sillä vain gneissit ovat paljastuneet. Mafisten metavulkaniittien mineraalikoostumus on sarvivalketta, plagioklaasia, kvartsia ja epidoottia. Aksessorisia mineraaleja ovat epidootti, granaatti ja titaniitti. Granaatit ovat yieensa sitä suurikokoisempia, mitä enemmän kivessä on sarvivalketta. Osa granaateista on muuttunut reunoiltaan plagioklaasiksi. Silisvarrin pohjoisrinteella on stokki, joka on tonaliittia (kvartsia 47 070, plagioklaasia 33 %, kalimaasalpää 8 %, biotiittia 6 % ja serisiittia 1,5 070). Tonaliitti leikkaa metavulkaniitteja ja siinä on amfiboliitti- ja gneissirelikteja. 5.3.2.5 Silisjoen muodostuma Silisjoen muodostuma (kuvat 10 ja 11) on erotettu Silisvarrin muodostumasta vulkaniittien esiintymisen perusteella. Silisvarrin muodostumaan kuuluvat vielä vulkaaniset kivet, mutta Silisjoen muodostumassa niitä ei ole. Silisvarrin alueella voidaan erottaa toisistaan Silisvarrin ja Silisjoen muodostumat, mutta muilla alueilla ei pystytä erottamaan eri muodostumien gneisseja toisistaan. Silisjoen muodostuman kivilajit ovat kiille- ja kvartsimaasalpägneisseja, joiden päämineraalit ovat plagio- klaasi ja kvartsi. Aksessorisia mineraaleja ovat biotiitti, muskoviitti ja granaatti. Kiillegneissin kiille on paaasiassa biotiittia, mutta paikallisesti on myös muskoviittia runsaasti. 5.3.3 Kuorboaivin alue Geofysikaalisten karttojen ja kenttähavaintojen mukaan Silisvarrin muodostumien gneissit ja mafiset metavulkaniitit jatkuvat Kuorboaivin alueelle Stuorra- Tievjan pohjoispuolitse (kuva 4). Kuorboaivin alueelta otettiin näytteitä pääasiassa massamaisista tai raitaisista amfiboliiteista, jotka ovat gneissien välissä. Yhdeltä paljastumalta löydettiin mantelirakenteita, mikä viittaa Kuorboaivin alueen amfiboliittien olevan alun perin vulkaniitteja. Amfiboliittien mineraalikoostumus on sarvivälketta ja plagioklaasia (andesiini). Aksessorisia mineraaleja ovat kvartsi, epidootti, titaniitti, biotiitti ja opaakki. 5.3.4 Syväkivet 5.3.4.1 Yleistä Näätämön alueella Pirivaaran graniitti (kuvat 4, 6 ja 34) leikkaa kaikkia alueen kiviä paitsi nuoria mafisia juonia. Kotalompolon graniitti on Sevettijarven kylän pohjoispuolella (kuva 34). Se kuuluu Cappeskaidin gneissikompleksiin. Kotalompolon graniitissa on sulkeumina Opukasjarven ryhmän metavulkaniitteja. Suurin sulkeuma on yli kaksikymmentä neliömetriä ja ulkoasultaan se on aivan samantyyppistä vulkaniittia, jota tavataan lähistön paljastumilla. Pirivaaran ja Kotalompolon graniitit on rinnastettu yhteen, koska niiden kemiallinen koostumus on samankaltainen. Kotalompolon ja Vainospaän graniitin kemiallinen koostumus on taas erilainen varsinkin hivenalkuainejakautuman perusteella (kuva 35). Taulukko 2. Pirivaaran graniitin zirkonin ja titaniitin U-Pb isotooppianalyyttisiä tuloksia. Table 2. LI-Pb isotope analytical data on zircons and titanite from the Pirivaara granite. Näyte Fraktio/Fraction 238, n:o d = g/cm2 PPm Sainple o = raekoko/ - no. grain size pm HF = fluorivety käsittely/ preleached in HF Radiogeeninen lyijy, ppm Radiogenic lead, pprn 206,b Radiometriset iät, Ma 20 bb Radiometric ages, Ma mitattu 206~b 5 207,, measured 238, 235, 206~b T 610.0 d>4.2; o> 130 849.8 titaniitti 26.1 titaniitti 25.7 d>4.6 395.2 d>4.6; HF 359.2 4.2 < d < 4.6; HF 600.3 T; HF 524.2 d>4.2; o> 130; HF 577.2

PIRIVAARA A226 2604?2!/ 2800. 2172+27 + E 4- ZIRCON TITANITE ; 390+48 Kuva 15. Konkordiadiagrammi Pirivaaran graniitin titaniitille ja zirkonifraktioille. Fig. 15. Concordia plot for titanite and zircon fractions from the Pirivaara granite. 5.3.4.2 Pirivaaran graniitti Pirivaaran graniitti on väriltään punertava. Mikroskooppinen rakenne on porfyyrinen. Kivessä on paikoin kookkaita maasalpahajarakeita, jotka ovat mikrokliinia tai plagioklaasia. Plagioklaasia on kahtena eri generaationa: osa on relikteina kalimaasälvassa ja osa samanaikaisesti kalimaasalvan kanssa kiteytynytta. Vanhemmalle plagioklaasille on tyypillistä voimakas serisiittiytyminen. Aksessorisia mineraaleja ovat opaakki, titaniitti, kloriitti, apatiitti ja zirkoni. Graniitissa on myös paikoin runsaasti kiillegneissi- ja amfiboliittisulkeumia. Aerogeofysikaalisilla kartoilla Pirivaaran graniitti näkyy voimakkaiden anomalioiden alueena. Tama johtuu graniitin sisältämistä kookkaista magnetiittirakeista. Pirivaaran graniitista on GTK:n isotooppilaboratorio (0. Kouvo) tehnyt ikamaarityksen. Graniitin zirkonin iaksi on saatu 2604 Ma ja titaniitin iaksi 2172 Ma (kuva 15, taulukko 2). 5.3.4.3 Kotalompolon graniitti Kotalompolon graniitissa mineraali- ja kemiallinen koostumus on samanlainen kuin Pirivaaran graniitissa. Kotalompolon graniitti on kuitenkin tasarakeinen, kun taas Pirivaaran graniitti on porfyyrinen. Kotalompolon ja Pirivaaran graniittia on pidetty samanikaisina, koska kemialliselta koostumukseltaan ne ovat samantyyppiset (kuva 35). Jos tama olettamus pitää paik- kansa, niin Opukasjarven ryhman kivien ikä olisi yli 2604 Ma, koska Kotalompolon graniitissa on sulkeumina Opukasjarven ryhman metavulkaniitteja. 5.3.4.4 Isokivennokan graniitti Silisjoen alueella eappeskaidin gneissikompleksiin kuuluu Isokivennokan graniittistokki (kuva 9). Sen mineraalikoostumus on kvartsia 35 %, plagioklaasia 27 %, kalimaasalpaa 20 % (mikrokliinia) ja biotiittia 12 VO: Lisäksi on muskoviittia, titaniittia, apatiittia seka paikoin rakopinnoilla fluoriittia. Graniitin kontaktissa on silmagneissia, minkä vuoksi ei ole voitu nähdä graniitin ja ympäröivien gneissien leikkaussuhdetta. Graniitista on tehty ikamaaritys, mutta episodinen lyijyn poistuma on aiheuttanut sen, että ikää kuvaavilla diagrammeilla ovat saadut pisteet liian lähellä origoa (suullinen tiedonanto, M. Vaasjoki 1987). 5.3.4.5 Vainospaan graniitti Vainospaan graniitti on ns. Nattas-tyypistä graniittia (Meriläinen 1976; Haapala et al. 1987; Front et al. 1989), ja sen ikä on 1790 Ma (Huhma 1986). Vainospään graniittissa on erilaisia graniittityyppeja. Sevettijarven alueella on punertava ja punaharmaa tyyppi. Vainospaan graniitin eteläosa on harmaata ja hieno-

rakeista ns. Kyyneljärven tyyppiä. Graniittityyppien erilaisuus selittyy osaltaan Vainospään graniittimassiivin asennon perusteella. EGT-Polarprofiilin työryhmässä S. Elo esitti Vainospään kolmiulotteisen mallin (Elo et al. 1989), jossa Vainospään graniittimassiivi olisi noussut korkeammalle pohjoispäästään kuin eteläosastaan. Täten punaiset pohjoisosan graniitit edustaisivat syvempää leikkausta graniittimassiivista. 5.3.5 Ultramafiset intruusiot Taka-Lapin alueella on ultramafisia intruusioita, joiden läpimitta vaihtelee muutamasta metristä aina useaan kilometriin. Tsuomasvarrilta, Silisjoen tutkimusalueen pohjoispuolelta, on tavattu suurin (2 x 4 km) kerrosrakenteinen ultramafinen intruusio, joka on itrudoitunut Luossavarrin gabron lapi. Tsuomasvarrin intruusion petrografiaa ja geokemiaa on kuvannut C. Forsberg-Heikkilä (1989) pro gradu -tutkimuksessaan. Projektin aikana ultramafisia pahkuja löydettiin jo aiemmin tunnettujen lisäksi Surnujärven, Silisjoen (kuvat 7 ja 9) ja Inarijärven alueelta. Silisjoen alueella nämä pahkut ovat samalla vyöhykkeellä helminauhamaisesti. Geofysikaalisilla kartoilla ultramafiitit näkyvät voimakkaina ja usein pyöreinä anomalioina. Tama johtuu oliviinin muuttumistuloksena syntyneestä magnetiitista. Ympäristön kivilajeista nämä ultramafiittipahkut eroavat myös deformoitumattomuutensa vuoksi. Lapin ultramafiitteja on kuvattu myös Geologisen tutkimuslaitoksen tutkimusraportissa n:o 23 (Papunen et al. 1977). Mineraalikoostumukseltaan ultramafiitit ovat pääasiassa klinopyrokseenia, serpentiiniä ja oliviinia. Amfibolia on usein vain aivan kontaktivyöhykkeessä. Koostumukseltaan gabromaisia osueita on tavattu Satapetäjäsaaren alueen intruusiosta. Mineraalien suhteellinen määrä on usein riippuvainen myös ultramafiitin koosta; suuremmissa pahkuissa on sekä duniittia että pyrokseniittia ja näiden välimuotoja. Tsuomasvarrin intruusiossa on nähtävissä magmaattista kerroksellisuutta, ja myös muissa ultramafiiteissa on heikkoa kerroksellisuutta (Forsberg-Heikkilä 1989). Tsuomasvarrin ja todennäköisesti muutkin Taka- Lapin ultramafiset intruusiot ovat aivan eri-ikäisiä kuin Kemin ja Koillismaan alueiden kerrosintruusiot, joiden iäksi on saatu n. 2400 Ma (Alapieti 1982). Taka-Lapin ultramafiset ja deformoitumattomat intruusiot ovat todennäköisesti nuorempia kuin 1930 Ma, koska Tsuomasvarrin kerrosintruusio on tunkeutunut 1930 Ma:n ikäisen Luossajärven gabron lapi. Tsuomasvarrin kerrosintruusion ja ympäröivän gabron kontakti on nähtävissä Tsuomasvarrin luoteisella rinteellä (Forsberg- Heikkilä 1989). 5.3.6 Diabaasijuonet Taka-Lapin alueella on mafisia juonia, diabaaseja, jotka leikkaavat kaikkia muita kivilajeja. Naatamön alueelta juonia on löydetty runsaasti, ja ne ovat lähinnä kaakko - luode-suuntaisina parvina (kuva 6). Tyypillistä näille juonille on suoraviivainen kulku. Juonien leveys vaihtelee muutamasta kymmenestä senttimetristä aina useisiin metreihin. Naatamön alueen juonten kanssa samantyyppisiä ja -suuntaisia juonia on runsaasti parvina Sörvarangerin alueella Norjassa (Bugge 1980). Projektissa otettiin näytteitä eri levyisistä juonista Näätämön alueelta sekä kontrollinäyte juonesta, joka on Norjan puolella tieleikkauksessa Gandvikissä, 44 kilometriä Neidenistä Varangerbotniin. Lisäksi otettiin näyte Laanilan juonesta (Pesonen et al. 1986; Pihlaja 1987) Saariselältä lomakylän vedenottamon takaa. Laanilan juonesta on Sm-Nd-ikä 998 Ma (Pesonen et al. 1986). Näätämön alueen'diabaasien päämineraalit ovat plagioklaasi (An % = 30-40), sarvivälke, pyrokseeni (augiitti), granaatti (pääasiassa spessartiinia) ja opaakki. Pyrokseeni on muuttunut osittain sarvivälkkeeksi. Plagioklaasi on osittain serisiittiytynyt. Aksessorisia mineraaleja ovat kloriitti, serisiitti, biotiitti, kvartsi ja epidootti. Granaattia ja pyrokseenia on eniten leveiden juonien keskiosissa. Mikroskooppinen rakenne on ofiittinen. Norjan Gandvikin diabaasissa on sarvivälkettä vähemmän kuin Naatamön alueen diabaaseissa. 6 METAMORFOOSI JA RAKENNETULKINNAT 6.1 Metamorfoosi Taka-Lapin alueella metamorfoosivaiheita on ollut useampia. Vanhimmissa gneisseissä (2730 Ma) olivat vaaleat ja tummat mineraalit jo segregoituneet erilleen ennen kuin graniitit (2600 Ma) leikkasivat näitä kiviä. Tama arkeeinen vaihe välillä 2730-2600 Ma on edustanut lampötilan suhteen hyvin korkeaa, lähes anatektistä vaihetta ja näyttää olleen myös laaja-alaista. Samantyyppinen kuoren lampötilan kohoamisesta johtu-

Kuva 16. Paine- ja lämpötila-arvoja (pääasiassa Gaal et al. 1985, Krill 1985 mukaan). Fig. 16. P and T values mainly after Gaal et a1.(1985) and Krill (1985). va kivien osittainen ja paikoin täydellinen sulaminen on tapahtunut myös proterotsooisena kautena. Taka-Lapin alueelta on tehty metamorfoosin paineja lampötilamaarityksia Karasjoen, Inarin ja Inarijarven alueelta (kuva 16). Granuliittikornpleksin alueella on lampötilaksi saatu 720-800 "C (Gaal et al. 1989, Krill 1985). Taka-Lapin gneissikompleksin alueella Iampötilat paasaantöisesti laskevat mentäessä granuliittikompleksista poispäin. Metamorfoosin paine on maaritelty granuliittikompleksissa välille 6,5-7 kb. Pokan alueella painemaaritys antaa 9 kb, koska kivet ovat olleet kovassa paineessa ylityöntyneen granuliittikornpleksin alla. Taka-Lapin gneissikompleksin alueelta ki- vien painemaaritysten arvoksi on saatu 6-1 1 kb. Silisjoen alueella Kistapelvuobmin muodostuman granaattistauroliittikiilleliuskeesta (kuva 13) saatiin granaatti-plagioklaasi-rnineraaliparista paineeksi 1 1 kb, joka on korkein tunnettu painemaaritys Pohjois-Lapin alueelta. Tästä samasta kivestä on tehty rakennetulkinta (kuvat 19, 20 ja 21). Avlejohkan muodostuman regoliitista ja Näätämön alueen gneissista saatiin paineeksi 6 kb. Painevaihtelut (6-1 1 kb) saattavat johtua lohkorakenteista, tai painemaaritysten mineraaliparit eri alueilla eivät ole syntyneet saman metamorfoosivaiheen aikana. 6.2 Rakennetulkinnat Tyypillistä Taka-Lapin alueelle ovat ovaalin rnuotoiset interferenssirakenteet (F, ja F,, kuva 17), jotka nakyvat seka pienimittakaavaisissa geologisissa kartoissa (Meriläinen 1965) että geofysikaalisissa matalalentokartoissa. Geologisiin karttoihin (kuvat 4, 7 ja 9) on merkitty paljastumilta mitattu liuskeisuus, joka edustaa liuskeisuutta S, (kuva 19 ja kuva 20). Paljasturnilta kerättyjä rakennehavaintoja verrattiin ohuthieista nahtaviin rakenteisiin.

Kuva 17. Poimutus F, (b), joka poimuttaa F, poimutusta (a). Fig. 17. F, folds (a) refolded by F, (b). Ohuihieissä näkyvät vanhimmat liuskeisuudet ja poimutukset paremmin kuin paljastumissa. Silisjoen alueen vulkaniiteissa ja niihin liittyvissä gneisseissä on paikoin nähtävissä kerroksellisuutta (S,), manteleita ja fragmentteja. Erityisen tarkastelun kohteeksi otettiin granaatti ja stauroliitti niiden helisiittisen rakenteen vuoksi (kuvat 19 ja 20). 6.3 Ohuthietutkimukset Kerroksellisuuden (S,) jalkeen on syntynyt liuskeisuus (S,, kuva 18) ja staattisessa tilassa tämän liuskeisuuden paalle granaattiporfyroblasteja. Granaattirakeiden sisällä sulkeumat ovat suorissa riveissä ja ilmentävät tätä liuskeisuutta (kuva 20). Taman vaiheen (S,) jalkeen on tapahtunut voimakas isokliininen poimutus (F,) ja on syntynyt liuskeisuus (S,), jonka paalle ja osaksi poimutuksen aikana on syntynyt stauroliittiporfyroblasteja (kuva 21). Stauroliittiporfyroblastien sisällä sulkeumat ilmentävät tätä poimutusta (F,, kuva 21). Taman jalkeen on kehittynyt paljastumassakin nähtävä erittäin voimakas liuskeisuus (S,, kuvat 19 ja 17), joka osin leikkaa kaikkia vanhempia liuskeisuuksia (S,-,). Tämä liuskeisuus (S,) kiertää myös pyöristyneitä granaatti- ja stauroliittiporfyroblasteja (kuva 19). Kuva 18. Liuskeisuuden kehitys (S,-,) granaattistauroliittikiilleliuskeessa. GR = granaatti, ST = stauroliitti. Fig. 18. Development of schistosity (S& in garnet-staurolitemica schist. Gr = garnet, ST = staurolite.

Kuva 19. Granaattistauroiiittikiilleliuske. Granaattia ja stauroliittia kiertää liuskeisuus S,. Fig. 19. Garnet-staurolite-mica schist. Garnet and staurolite encircled by schistosity S,. Kuva 20. Granaatti on kiteytynyt liuskeisuuden S, päälle. Fig. 20. Garnet crystallized on schistosity S,.

Kuva 21. Stauroliittia on kiteytynyt poimutuksen F, päälle. Fig. 21. Staurolite crystallized on F, folds. 6.4 Paljastumahavainnot Nuorimmat poimutukset ja siirrokset näkyvät par- Avoin sekä tiukka poimutus (F,) on usein kinkhaiten maastossa ja geofysikaalisissa kartoissa. Voi- chevron-tyyppistä, ja sen lounais - koillis-suuntaiseen makkainta liuskeisuutta (S,) poimuttaa avoin poimu- akselitasoliuskeisuuteen liittyy pitkiä siirroksia. Nuotus @, kuva 17), joka nayttaa olleen pohjois - etelä- rimpia rakenne-elementtejä ovat pitkät siirrokset, jotsuuntaista. Tähän poimutukseen (F,) liittyvä liuskei- ka saattavat ilmentää pitkään eläneiden lohkojen rasuus (S,) on hyvin heikkoa. Tama poimutus näkyy joja. parhaiten geofysikaalisissa kartoissa. 7 GEOKEMIA 7.1 Yleistä Diagrammeilla (kuvat 24, 25, 26, 27, 29 ja 31) on käytetty analyysituloksia, jotka ovat Kistapelvuobmin, Laavvuvaaran ja Silisvarrin muodostumista. Muut nimet (esim. Kuorboaivi, Surnujärvi) kuvissa tarkoittavat alueita, joista analyysinäytteet on otettu. Diagrammeissa käytettiin niiden mafisten metavulkaniittien analyysituloksia (liite l), jotka mineralogisesti ja tekstuuriltaan ovat samantyyppisiä. Näiden analyysiin valittujen mafisten metavulkaniittien mineraalit ovat pääasiassa sarvivälkettä ja plagioklaasia. Biotiittia on vain sarvivälkerakeiden reunassa muuttumistuloksena. Kivien tekstuuri on nematoblastinen. Felsisten kivien mineraloginen koostumus vaihtelee, ja siksi diagrammeihin on felsisten metavulkaniittien analyysitulokset valittu kenttähavaintojen perusteella. Felsi- sissä metavulkaniiteissa on fragrnentteja ja hajarakeita, joiden perusteella nämä kivet ovat pyroklastisia. Silisjoen alueella on ultramafisia kiviä, jotka näyttävät pyroklastisilta kivilta (tuffi) ja liittyvät usein karsiin ja sertteihin. Useiden mafisten metavulkaniittien alkuainejakauma eroaa vieläkin huomattavasti siitä jakaumasta, joka on esitetty diagrammeilla. Tama hajonta johtuu todennäköisesti alkuaineiden mobiloiturnisesta useiden eri metamorfoosi- ja deformaatiovaiheiden aikana, tai massamaiset karkearakeiset metavulkaniitit ovat uudelleenkiteytyneitä sedimenttejä, jotka sisältävät pyroklastisen aineksen lisäksi myös detritaalista materiaalia. Näin nayttaa olevan Sevettijärven metavulkaniittien kohdalla (kuva 29).

log C1O2/ K20 '* 1og Fm 1 K20 -- 1 log Fm 1 Na20 Kuva 22. Taka-Lapin tutkimusalueiden mafisten metavulkaniittien sekundaarisia muuttumisia kuvaavat diagrammit. Fig. 22. Diagranzs of secondary alteration of the mafic metavolcanites in the study areas of northern Lapland.

Kuva 23. Mafisten metavulkaniittien näytteenottopaikat. Fig. 23. Sample localities of the mafic rnetavoicanites. 7.2 Geokemialliset piirteet 7.2.1 Kemiallisen koostumuksen sekundaariset 7.2.2 Mafisten ja felsisten metavulkaniittien muutokset geokemiallinen luonne Sekundaarisia muutoksia kuvaamaan käytettiin Beswickin & Soucien (1978), Hughesin (1973) ja Davisin ym. (1978) laatimia diagrammeja (kuva 22). Mafisten metavulkaniittien sekundaarista muuttumista kuvaavissa diagrammeissa ei ole erotettu eri tutkimusalueiden ja muodostumien analyysipisteita, koska mitään eroa ei saatu esittämällä eri alueet erikseen tai samalla diagrammilla. Toisaalta tämä on ymmärrettävää, koska analyysit on valittu kivistä, jotka mineralogisesti ovat toistensa kaltaisia. Kuvan 22 A perusteella mafiset metavulkaniitit ovat menettäneet piitä, ja alumiinin suhteellinen osuus on tämän vuoksi kasvanut. Samoin näyttää kalsiumia poistuneen alumiinin suhteen (kuvat 22 C ja 22 E). Kalsiumin ja piin liikkumista ilmentävät kivissä yleisesti tavattavat kvartsi-, epidootti- ja karbonaattisuonet. Kairanrei'issä suoniverkosto nakyy parhaiten. Kuvassa 22 G osa analyysipisteistä on muuttumattomien magmakivien kentän ulkopuolella, mikä viittaa alkalien liikkumiseen. TAS-diagrammilla (kuva 24, Le Bas et al. 1986) mafiset kivet ovat paaasiassa basaltteja (Inarijärvi, Surnujärvi, Kuorboaivi, Sevettijärvi, Silisvarri), basalttisia andesiitteja (Sevettijärvi, Silisvarri, Laavvuvaara) ja andesiitteja (Sevettijärvi, Silisvarri, Kistapelvuobmi). Diagrammilla nakyy myös vulkaniittien bimodaalinen luonne: felsiset metavulkaniitit ovat paaasiassa koostumukseltaan metaryoliitteja (Silisvarri, Sevettijärvi, Surnujärvi) ja vain harvat analyysipisteet ovat dasiitin kentassa (Sevettijärvi, Silisvarri). Vulkaniittien bimodaalinen luonne nakyy myös diagrammilla, johon käytettiin analyysituloksia kaikista vulkaanista alkuperää olevista kivistä, myös tuffiiteista. AFM-diagrammilla (kuva 25, Irvine & Baragar 1971) Laavvuvaaran muodostuman ja Kuorboaivin alueen vulkaniitit ovat paaasiassa kalkkialkalisessa kentassa. Silisvarrin ja Kistapelvuobmin muodostuman analyysipisteet ovat sekä tholeiittisessa että kalkkialkalisessa kentassa. Silisvarrin analyysipisteita tarkasteltiin myös näytekohtaisesti. Samalta paljastumalta otetut näytteet

l 157 Sevettijarvi area 15 7 Silisvarri Fm O., - + - w : - z. 10-15 - Laavvuvaara Fm 16 uorboaivi area 3 10 5-5 0 1 Kistapelvuobmi Fm i '51 MAFISIA METAVULKANIITTEJA MAFIC METAVOLCANIC ROCKS FELSIC METAVOLCANIC ROCKS FELSISIA METAVULKANIITTEJA Kuva 24. Taka-Lapin metavulkaniittien TAS-diagrammit. Fig. 24. TAS diagrams for the metavolcanites of northern Lapland.

Inarijarvi area F~o'" N=7 HOLEIITI~ FIELD r Silisvarri Frn F~o'"' Surnujarvi area N=13 Laavvuvaara Frn Kuorboaivi aiea Kistapelvuobmi Fm. MAFISIA METAVULKANIITTEJA MAFIC METAVOLCANIC ROCKS 0 FELSISIA METAVULKANIITTEJA FELSIC METAVOLCANIC ROCKS i CALC-ALKALINE FIELO Kuva 25. Taka-Lapin vulkaniittien AFM-diagrammit. Fig. 25. AFM diagran~s for the metavolcanites of northern Lapland.

Sevettijarvi area FeO+Fe203+Ti02 N=13 Inarijarvi area Silisvarri Frn - FeO+Fe2O3+Tio2 Surnujarvi area N=8 Laavvuvaara Frn N=3 1 Kuorboaivi area N=6 Kistapelvuobrni Fm MAFISIA METAVULKANIITTEJA MAFIC METAVOLCANIC ROCKS Kuva 26. Taka-Lapin metavulkaniittien Jensenin kationidiagrammit. Fig. 26. Jensen cation plot for the rnetavolcanites of northern Lapland.

Sevettijarvi area Inarijarvi area Ti02 N=7 Silisvarri Fm N=34 Surnujarvi area N=8 T102 Laavvuvaara Fm N=31 Kuorboaivi area N=6 Tc02 Kistapelvuobmi Frn Ti02 N=6 @ MAFISIA METAVULKANIITTEJA MAFIC METAVOLCANIC ROCKS Kuva 27. Taka-Lapin metavulkaniittien K20-Ti02-P,O,-diagrammit. Fig. 27. K20-Ti02-P20, diagrams for the metavolcanites of northern Lapland.

Kuva 28. Metavulkaniittien Ti02/K20- vaihtelu Silisvarrin alueella (kuva 9, kuva 10, kuva 11). Fig. 28. Variation in the TiO,/K,O ratio in the metavolcanites of the Silkvarri area (Figs. 9-11). saattoivat olla MM-diagrammilla eri kentissa, mikä johtui raudan määrän vaihtelusta (FeOtot). Kistapelvuobmin ja Silisvarrin muodostumien vulkaniitit ovat Jensenin kationidiagrammilla Fe-tholeiittisessa kentassa (kuva 26). Laawuvaaran muodostuman ja Kuorboaivin alueen vulkaniitit sijoittuvat sekä Fe-tholeiittiseen että kalkkialkaliseen kenttään. Sevettijarven, Surnujarven ja Inarijarven alueiden vulkaniitit ovat Fe-tholeiittisessa kentassa. K20-Ti02-P20,-diagrammilla (Pearce et al. 1975) ovat Kistapelvuobmin ja Laavvuvaaran muodostumien seka Kuorboaivin alueen vulkaniitit paaasiassa mantereisessa kentassa (kuva 27). Sevettijarven, Surnujarven ja Inarijarven alueen vulkaniitit ovat seka mantereisessa että merellisessä kentassa. Diagrammissa analyysipisteiden asettuminen eri kenttiin riippuu lähinnä TiO, - K20-suhteesta. Kuvassa 28 on esitetty Silisvarrin alueella (kuva 11, profiili C-D) Ti0,-K,Ovaihtelu mafisissa metavulkaniiteissa (laavoja, tuffeja ja tuffiitteja). Kun verrataan Ti0,-K20-suhdetta litostratigrafiaan, huomataan suhteen kasvavan mafisissa kivissa alimmasta Kistapelvuobmin muodostumasta Silisvarrin muodostuman yläosaan. Mafisten kivien analyysipisteiden hajonta, varsinkin Silisvarrin muodostumassa, johtuu laavojen, tuffien ja tuffiittien vaihtelusta. Laavvuvaaran ja Kistapelvuobmin muodostumien mafiset kivet ovat paaasiassa laavoja. Kistapelvuobmin ja Laavvuvaaran muodostumien ja Kuorboaivin alueen MORB-normalisoidut (Pearce 1982) alkuainejakaumat (kuva 29) ovat keskenään samankaltaiset. Norjan Polmakin alueen metavulkaniit- tien alkuainejakauma (kuva 30) on edellä mainittujen vulkaniittien kanssa samankaltainen. Silisvarrin muodostuman ja Sevettijärven alueen vulkaniittien alkuainejakautumassa on hajontaa, joka saattaa johtua naytteiden pyroklastisesta alkuperästä. Silisvarrin muodostuman alkuainejakaumassa tantaalipitoisuus on suurempi kuin Opukasjarven ryhman muiden muodostumien alkuainejakaumassa. Surnujarven ja Inarijarven alueiden alkuainejakaumat ovat kumpikin aivan omat tyyppinsä. Petsamon ryhmän alimman vulkaniittimuodostuman (kuva 30) alkuainejakauman kanssa samantyyppinen on Laavvuvaaran vulkaniittien jakauma (kuva 29). Lantanidianalyyseja (La, Ce, Nd, Sm, Eu, Tb, Yb, Lu) teetettiin Kistapelvuobmin, Laawuvaaran ja Silisvarrin muodostumien muutamista naytteista. Kuvassa 31 on esitetty Kistapelvuobmin, Laavvuvaaran ja Silisvarrin muodostumien vulkaniittien kondriittinormalisoitu (Hickey & Frey 1982) REE-jakauma, joka on kaikissa muodostumissa samantyyppinen. Kevyet lantanidit ovat rikastuneet raskaiden lantanidien suhteen ja europium on heikosti negatiivisesti anomalinen. Sevettijärven lanataani-, samarium- ja lutetiumjakaumassa on voimakasta hajontaa (kuva 32). Komatiittisessa kentassa (kuva 26) olevan vulkaniitin lantaani on köyhtynyt samariumin ja lutetiumin suhteen. Inarijarven, Surnujarven ja Kuorboaivin REE-jakauma (kuva 32) on tasainen lantaanin, samariumin ja lutetiumin suhteen. Kuvasssa 31 on esitetty myös Petsamon ryhmasta otetun näytteen REE-jakauma, jossa lutetiumin anomalia saattaa johtua analysoinnin epatarkkuudesta.

Sevettijarvi area N=13 Inarijarvi area l Silisvarri Fm N=34,ooo'o 3 Surnujarvi area,000.o 3 Laavvuvaara Frr Kuorboaivi area N=6,,, ' ', 0.l-J,,,,, > 4 7 8 Sr K Rb Bo Th To Lo P 21 Srn Ti Sc Cr 1,000.O Kistapelvuobmi Fm N=6 100.0 Kuva 29. Taka-Lapin metavulkaniittien MORB-normalisoituja alkuainejakaumia. Fig. 29. MORB-normalized distribution of incompatible elements for the metavolcanites of northern Lapland.

PETSAMO GROUP 1000. Skrukkebukta NORWAY PETSAMO GROUP Skrukkebukta NORWAY -1 z a 5 oo.!. I I,,,,,,,,, I I,, l Rb Ba Th U K Ta La Sr P Zr Srn Ti Polrnak NORWAY Polrnak NORWAY!.II,,,,,,, 1, 1,,, 1 Rb Ba Th U K Ta La Sr P Zr Srn Ti Kuva 30. Polamkin ja Skrukkebuktan metavulkaniittien M0RB:iin ja vaippaan normalisoidut alkuainejakaumat. Fig. 30. MORB-normalized andprimordial-mantle normalized distributions of eleinents for the mafic nzetavolcanites of the Skrukkebukta and Polamk areas.

OPUKASJARVI GROUP 1000. Silisvarri Fm N=3 NORWAY w Laavvuvaara Fm N=6 7.2.3 Silisjoen alueen kivilajien kemiallisen koostumuksen vaihtelu L 1000. Kistapelvuobmi Fm N=5 Kuvassa 33 on esitetty Silisvarrin profiilin (kuva 11) kaikkien kivilajien alkuaineiden vaihtelua. Tama vaihtelu stratigrafian suhteen kuvaa myös Opukasjarven ryhmän vulkaanis-sedimenttisen sykkelin kehitystä. Si0,-pitoisuuden eri tasot ilmentävät mafisia ja felsisiä kiviä. Mafiset kivet ovat pääasiassa metavulkaniitteja, joiden Si0,-pitoisuus on 45-60 %. Silisvarrin muodostumassa on vuorokerroksin seka mafisia että felsisia metavulkaniitteja ja gneisseja. Tama kivilajivaihtelu näkyy piin (SiO,), kalsiumin (CaO) ja raudan (Fe,O,tot) pitoisuuksien jakautumisena kahteen eri tasoon. Zirkoniumin pitoisuus on pienin Laavvuvaaran muodostuman keskiosassa. Silisvarrin muodostumassa felsisten kivien zirkoniumin pitoisuus on korkein muodostuman yläosassa. Lantaanin ja samariumin pitoisuuksien jakautuminen profiililla on samantyyppinen kuin zirkoniumilia. Kuva 31. Opukasjarven ja Petsamon ryhmän mafisten metavulkaniittien kondriittinormalisoituja REE-jakaumia. Fig. 31. Chondrite-normalized REE distributions of mafic metavolcanites of the Opukasjarvi and Petsamo Groups.

Inarijarvi area I0O0 1 Surnujarvi area 1 y iu. 0 Kuorboaivi area I 1000. Sevettjarvi area K Kuva 32. Mafisten metavulkaniittien kondriittinormalisoituja La-Sm-Lu-jakaumia. Fig. 32. Chondrite-normalized La-Sm-Lu distributions of mafic metavolcanites. CaO Fe20,tot Kuva 33. SiO,, CaO, Fe,O,tot ja Zr vaihtelu Silisvarrin alueen profiililla (kuva 9). Fig. 33. Variation in SiO,, CaO, Fe,O, tot. and Zr abundances along the Silisvarri profile (Fig. 9).

Kuva 34. Graniittien nayttenottopaikat. Fig. 34. Localities of granite sainples. VAINOSPAA SOLMUSJARVI -. UKONCELKA - PIRIVAARA KOTALOMPOLO --K PIRIVAARA -3 KOTALOMPOLO \ Kuva 35. Graniittien koostumusta on esitetty vaippaan normalisoituna alkuainejakaumana. Fig. 35. Mantle-normalized eiement patterns of granites. Kuva 36. Pirivaaran, Kotalompolon ja Vainospaan graniittien kondriittinormalisoituja ja La-Sm-Lu-jakaumia. Fig. 36. Chondrite-normalized La-Sm-Lu distributions of the Pirinvaara, Kotalompolo and Vainospaa granites.

7.2.4 Vainospäan, Pirivaaran ja Kotalompolon graniittien geokemia Ulkoasultaan Vainospään (Solmusjärvi, Ukonselkä), Kotalompolon ja Pirivaaran (kuva 34) graniitit ovat samannäköisiä: punertavia (Solmusjärvi, Kotalompolo), punertavanharmaita (Ukonselkä) ja paikoin porfyyrisiä (Pirivaara). Graniittien kemiallisissa koostumuksissa on kuitenkin systemaattisia eroja. Pirivaaran ja Kotalompolon graniitit ovat samantyyppisiä sekä vaipan suhteen normalisoidulla spidergramrnilla (kuva 35) että kondriitin suhteen normalisoidulla (La-Sm-Lu) diagrammilla (kuva 36). Pirivaaran ja Kotalompolon graniitit ovat köyhtyneet lantaanista, mikä on epätavallista graniittien kohdalla. Vainospään graniitin eri muunnokset ovat kemiallisesti keskenään samankaltaiset. Vainospään graniitin koostumus eroaa Pirivaaran ja Kotalompolon graniitin koostumuksesta alkuainejakaumien (Ba, Ta, La, Zr, Sm) ja REE-jakauman (La, Sm) suhteen. 7.2.5 Diabaasijuonien geokemia Naatamön alueelta otettiin seitsemän naytetta diabaasijuonista (kuvat 6 ja 37). Viiden näytteen sarja otettiin 2,4 metria leveän juonen poikki (kuva 39). Muut Näätämön näytteet ovat 10 ja 30 senttimetriä leveistä juonista. Vertailun vuoksi on diagrammeilla esitetty tuloksia Norjan Gandvikin ja Laanilan juonesta (kuva 38). TAS-diagrarnmilla juonien koostumus vastaa basaltteja (kuva 38 A). AFM-diagrammilla juonet ovat tholeiittisten basalttien kentässä (kuva 38 B). Naatamön ja Gandvikin juonet ovat näillä diagrammeilla samassa ryhmässä, mutta Laanilan juonen piste eroaa hiukan,muiden juonien pisteistä. MORB- ja vaippa-normalisoiduissa alkuainejakaumissa eri alueiden juonien koostumuserot tulevat selvimmin esille (kuva 38 C ja D). Naatamön alueen kapeiden juonien alkuainejakauma on samantyyppinen kuin Gandvikin juonessa. Kuitenkin Gandvikin juonessa strontiumin, fosforin, samariumin ja titaanin pitoisuudet ovat pienemmät kuin Naatamön 2,4 metria leveässä juonessa. Naatamön levein juoni (5 naytetta) eroaa muista juonista vaipan suhteen normalisoitua alkuainejakaumaa esittävällä diagrammilla (kuvat 38 C ja D). Siinä toriumin, uraanin, tantaalin, lantaanin, fosforin ja zirkoniumin pitoisuudet ovat suuremmat kuin muissa juonissa. Laanilan juoni näyttää alkuainejakaumaltaan poikkeavan selvästi Naatamön ja Norjan Gandvikin juonista (kuva 38 D). Kondriitin suhteen normalisoidut alkuainejakaumat (kuvat 38 E ja F) ovat samantyyppiset. Kuva 37. Diabaasijuonien näytteenottopaikat. Fig. 37. Localities of diabase samples.

GANOVIK - 1000.0! - NAATAMO, GANDVIK 4 LAANILA - N AATAM~ 4 GANOVIK -+ LAANILA - NAATAM~ LAANILA GANOVIK L 3 [II 0 Z. 5 10. 0 - [II.b Lo Ce Nd Srn Eu Tb Yb Lu Kuva 38. Juonet: TAS- ja AFM-diagrammit (Aja B). M0RB:n ja vaipan suhteen normalisoitu alkuainejakauma (C ja D). Kondriittinormalisoitu REE-jakauma (E ja F). Fig. 38. Diabase dykes: TAS and AFM diagrams (A and B). MORB and mantle-normalized element distributions (C and D). Clzondritenormalized REE distributions (E and F).

Naatamöstä Puollimvarrin päältä otettiin juonen poikki näytesarja, jonka analyysituloksista tutkittiin alkuaineiden vaihtelua (kuva 39). Pääalkuaineissa oli muutoksia vain Na20- ja K20-pitoisuuksissa. Juonen keskella Na20-pitoisuus on suurempi kuin juonen reunoilla. K,O-pitoisuus on sen sijaan suurempi juonen reunoilla kuin keskella. Alkalien pitoisuuksien vaihtelu juonen reunaosissa saattaa johtua kontaminaatiosta juonen magman reagoidessa sivukiven kanssa. Hivenalkuaineista rikin pitoisuus on selvästi suurempi juonen keskella kuin juonen reunoilla. Kromin pitoisuus on pienempi juonen keskella kuin reunoilla. Sinkin pitoisuus on hiukan suurempi juonen länsireunalla kuin itareunalla. MICA-GNEISS -,--, (J- - -, -. -DYA$G</ \/ - EIABAASI / /,!!sci MICA GNEISS Kuva 39. Diabaasijuoni, Naatamö. Na,O-, K,O-, S-, Cr- and Znpitoisuuksien vaihtelu juonen poikki. Fig. 39. Variation in Na20, K20, S, Cr and Zn abundances across a diabase dyke, Näätämö. 8 TALOUDELLISET AIHEET Silisjoen ja Surnujärven alueet ovat olleet malminetsinnan kohteina, koska Taka-Lapin vulkaniittivyöhykkeilta on etsitty ultramafisia kiviä, jotka olisivat rinnastettavissa Petsamon alueen nikkelimineralisaatioita sisaltaviin kiviin. Nikkeliä on etsitty myös Lapin nikkeliprojektin yhteydessä ultramafiiteista (Papunen et al. 1977). Cu-Zn-Pb-Ag-mineralisaatiota on tutkittu Outokumpu Oy:n toimesta Sevettijarven lounaispuolella Naittujarvellä (Iljina 1984). Naittujärven kivilajit ja kivilajien järjestys ovat samantyyppiset kuin Silisjoen ja Sevettijarven alueella. Naittujärven tyyppisten mineralisaatioiden löytyminen on siksi mahdollista Sevettijarven, Silisjoen ja Kuorboaivin alueiden felsisten vulkaanisten kivien yhteydestä. Kuparin, sinkin ja hopean pitoisuudet Silisjoen alueen analyyseissa ovat pieniä. Lyijyä ei ole analysoitu projektin naytteista. Metallipitoisuudet ovat yleensä suurimmat muodostuminen kontakteissa tai niiden läheisyydessä. Geologian tutkimuskeskus on tutkinut kullan esiintymistä lupaavien lohkareiden perusteella Silisvarrin alueella. Tällä samalla alueella on vuosikymmeniä sit- ten ollut myös kullanhuutoja, mutta huuhdonnan tuloksista ei ole ollut tietoa. Silisjoen alueelta on saatu muutama ympäristöstään poikkeava kullan analyysiarvo. Kullan esiintymistä kontrolloivat muodostumien kontaktivyöhykkeet (kuva 40). Korkein analysoitu arvo (0,08 ppm) on saatu ennen projektia Laavvuvaaran eteläpuolelta Laavvuvaaran ja Silisvarrin muodostuman kontaktivyöhykkeesta. Mahdollinen kullan esiintymistä kontrolloiva tekijä saattaa olla Silisvarrin eteläpuolella oleva siirrosvyöhyke, joka ulottuu granuliittikompleksista aina Varangerin vuonolle asti. Karigasniemella granuliittikompleksista otettiin kontrollinäyte ultramafisesta, voimakkaasti deformoituneesta kivestä. Kullan pitoisuus oli tässä kivessä 0,03 ppm. Inarijärven alueella granuliittikompleksin ja graniittigneissien vaihettumisvyöhykkeessa useissa gneissinäytteissä kullan pitoisuus oli 0,Ol-0,02 ppm. Tutkimusalueilla ei tavattu suuria varikkaitten (Cu, Zn, Ag) metallien pitoisuuksia. Tämä johtuu osaltaan myös siitä, että naytteita otettiin paljastumista, jotka ovat hyvin kestäneet rapautumista ja jään kulutusta. Kiisuja sisältäviä naytteita oli suhteellisen vähän.

Kuva 40. Kultapitoisuuksien vaihtelu Kistapeljavrrikin alueen profiililla. Fig. 40. Variation in gold concentration along the Kistapeljavrrik profile.

9 YHTEENVETO Taka-Lapin granuliittikompleksin koillispuolelia metavulkaniitit ja niihin liittyvät gneissit voidaan jakaa ainoastaan kahteen eri-ikäiseen stratigrafiseen yksikköön. Vanhimpaan yksikköön kuuluu arkeeisia metavulkaniitteja, joiden yhteydessä raitaiset rautamuodostumat (BIF) ovat tyypillisiä. Rautamuodostumia tavataan Surnujärven ja Näätämön väliseltä vyöhykkeeltä, ja nämä muodostumat jatkuvat Norjan alueelle (kuva 2). Nuorimman yksikön vulkaniitit kuuluvat Opukasjärven ryhmään. Arkeeisille gneisseille on saatu iäksi 2730 Ma (Meriläinen 1976). Tama ikamaaritys saattaa kuitenkin olla detritaalisesta zirkonista, ja tällöin 2730 Ma:n (gneissit) ja 2600 Ma:n (leikkaavat graniitit) välillä olisi ollut vaihe, jossa kerrostui runsaasti sedimenttejä, purkautui paikallisesti vulkaniitteja ja saostui rauta- ja kvartsioksideja. Tämän vaiheen sedimentit ja vulkaniitit ovat metamorfoituneet ja deformoituneet ennen 2600 Ma, koska syväkivet (2600 Ma) leikkaavat tämän gneissin rakenteita (liuskeisuus ja segregoituneet mineraalit). Vanhimman yksikön jaottelu paljastumahavaintojen perusteella on jäänyt avoimeksi kysymykseksi, koska paragneissit ja mafiset metavulkaniitit muuttuvat usein migmatiitiksi, jossa mafiset kivet ovat paleosoomeina ja jossa gneissit näyttävät sulautuvan neosoomeihin. Nain ollen naiden kivien kohdalla on mahdoton sanoa, mihin yksikköön ne kuuluvat. Opukasjärven ryhman kivet ovat vanhimman gneissiyksikön paalla. Tämä on todettavissa Ahvenselän ja Polmakin alueilla, joilla pohjakonglomeraatin paalle on kerrostunut vulkaniitteja. Konglomeraatin pallot ovat mantereiselle kuorelle tyypillistä materiaalia. Muodostuma näyttää syntyneen mantereella tai mantereen reunalla, jossa vallitsevina ovat olleet rapautumissedirnentit (sora ja arkoosi). Rapautumisvaiheen j alkeen on alkanut vulkaaninen toiminta, joka on nopeasti tuottanut naiden rapautumissedimenttien paalle pääasiassa emäksisiä ja intermediaarisiä tuhkia ja laavoja (rnantelikivia; Kistapelvuobmin ja Laawuvaaran muodostuma). Tyypillista näille alimmille vulkaniiteille on kuoren kontaminaatio ja syklinen kehitys: vulkaaninen vaihe alkaa kalkkialkalisilla basalttis - andesiittisilla laavoilla ja pyroklastisilla sedimenteilla, mutta loppuu ryoliittista koostumusta vastaaviin pyroklastisiin sedimentteihin, karbonaattikiviin, sertteihin ja peliittisiin sedimentteihin, joihin on saostunut myös rautaoksideja. Felsisten metavulkaniittien koostumus vaihtelee usein lateraalisesti: materiaali vaihettuu vaaleanpunaisesta ja hienorakeisesta kvartsiserisiittiliuskeesta harmaaseen kiillegneissiin. Tama koostumusvaihtelu johtuu todennäköisesti jo kerrostumisvaiheessa sekä felsisen vulkaanisen että detritaalisen (grauvakkainen) ja kemiallisten sedimenttien materiaalien sekoittumisesta. Nain on ollut mahdollista saada mitä erilaisimpia felsisiä metavulkaniitteja. Myös mafisissa metavulkaniiteissa on lateraalivaihtelua. Silisjoen alueen pohjoisosassa mantelikivet ovat vallitsevia, kun taas alueen eteläosassa, Sevettijärven alueella, pyroklastiset kivet ovat tyypillisia. Sedimentaatioaltaan syventyessa, kun Kistapelvuobmin ja Laavvuvaaran vulkaniittimuodostumat olivat jo kerrostuneet, vulkaaninen toiminta muuttui paikalliseksi ja laavojen koostumus muuttui kalkkialkalisesta tholeiittiseksi (Silisvarrin muodostuman metavulkaniitit). Vulkaanisen toiminnan loppuessa rapautumissedimentit (Silisjoen muodostuma) ovat täyttäneet sedimentaatioallasta. Opukasjärven ryhrnan kivistä ei ole ikämaärityksiä. Ainoastaan Sevettijärven alueella taman ryhman vulkaniitteja on suurina (2 x 10 m) sulkeumina Kotalompolon graniitissa, joka kemialliselta koostumukseltaan on Pirivaaran graniitin (2600 Ma) tyyppinen. Jos tama oletus pitää paikkansa, niin Opukasjärven ryhman kivet olisivat myöhaisarkeeisia eli kuuluisivat samaan yksikköön kuin alueen vanhimmat gneissit. Kuitenkin Opukasjärven ryhman kivet ovat naiden vanhimpien gneissien paalla. Petsamon ryhman kivet ovat proterotsooisia (Mint's et al. 1989). Opukasjarven ja Petsamon ryhman vulkaanis-sedimenttinen kehitys on ollut samantyyppinen. Alimpana on rapautumissedimenttejä (konglomeraatti, arkoosi), jotka ovat syntyneet mantereen tai mannerreunan olosuhteissa. Petsamon ryhman konglomeraatti on arkeeisen pohjakompleksin päällä (in situ) Neverskrukkissa (Siedlecka et al. 1985), ja samoin on Opukasjärven ryhman konglomeraatti (Avlejohkan muodostuma) arkeeisen pohjakompleksin paalla Ahvenselassa (kuva 5). Kuitenkin Petsamon ryhrnan ja Opukasjärven ryhmän konglomeraatin pallojen kivilajit ovat erityyppiset. Petsamon ryhman pohjakonglomeraatin palloina on useita eri kivilajeja: eri graniitteja (harmaita, punaisia, deformoituneita ja deformoitumattornia), graniittigneissejä, gneissejä ja amfiboliitteja. Tyypillistä Petsamon ryhman konglomeraatille on vaihettuminen vähitellen harvakseen kvartsipalloja sisältäväksi grauvakaksi aivan samaan tapaan kuin Keski-Lapissa Kumpu-muodostumassa. Opukasjärven ryhrnan pohjakonglomeraatti on sen sijaan lähes monomiktinen. Opukasjärven ja Petsamon ryhmien vulkaniitit ovat kivilajiassosiaation perusteella syntyneet olosuhteissa, jotka ovat samantyyppiset: mantereen reunalla on ollut allas, joka on laajentunut ja tayttynyt vulkaanisella ja detritaalisella materiaalilla. Syntyolosuhteiden ja -ympäristön perusteella kivilajiassosiaatiot ovat pääpiirteissään samantyyppiset. Opukasjärven ja Petsamon ryhman korreloituminen samaksi ryhmäksi osoittautuu mahdottomaksi siinä muodossa, jossa se on usein esitetty (Bugge 1980, Berthelsen & Marker 1986, Marker 1985). Näissä rinnas-

Stuorab Kolrnmesjavri \ NORJA 1, NORWAY 1. \ 1 1-22 Isokivennokka tuksissa on Kistapelvuobmin, Laavvuvaaran ja osa Silisvarrin muodostumien vulkaniiteista rinnastettu Petsamon vulkaniitteihin. Kivilajiassosiaatioissa on yhtalaisyyksiä, koska geologinen kehitys on ollut samantyyppinen. Opukasjarven ryhrnan ja Surnujarven alueen vulkaniittien rinnastamiseen ei löydy perusteita, koska kivilajiassosiaatiot ovat erilaiset. Samoin myös vulkaniittien kemiallinen koostumus osittain poikkeaa toisistaan. Surnujarven alueen metavulkaniitit korreloivat Norjan puolella Föllvatnetin muodostuman kiviin. Petsamon ryhrnan kivien jatkuminen on epatodennäköistä. Jos Opukasjarven ryhman kivet ovat arkeeisia, niin silloin Opukasjarven alueella voitaisiin arkeeiset kivet jakaa kahteen paayksikköön: vanhempi gneissikompleksi ja sen paalla nuorempi Opukasjarven ryhmä. Jos Opukasjarven ryhman kivet ovat proterotsooisia, niin silloin Opukasjarven ryhman kiviä voitaisiin verrata mantereen reunan rapautumistuotteisiin, vulkaniitteihin ja sedimentteihin, joita tavataan Itä-Suomessa jatulisten sedimenttien alta. Kuva 41. Retkeilykohteet. Fig. 41. Excursion sites. Kuva 42. Ahvenselän gneissikompleksin ja Opukasjärven ryhman vulkaniittien kontaktivyöhykkeen retkeilykohteet. Fig. 42. Excursion sites in the contact zone between the Ahvenselka gneiss cornplex and the volcanites of the Opukasjärvi Group.

10 RETKEILYKOHTEET Silisjoen ja Surnujärven retkeilykohteet ovat kauka- 772 1 na teistä, joten näiile alueille retkeiltaessä on tehokkainta käyttää vesitasokuljetusta. Sevettijärven ja Näätamön retkeilykohteet ovat kohtuullisen kävelymatkan päässä Inarin ja Kirkkoniemen välisestä tiestä (kuva 41). Kuva 43. Ahvenselan gneissikompleksin, meta-arkoosin, konglomeraatin ja regoliitin retkeilykohteet. Fig. 43. Excursion sites of the Ahvenselka gneiss complex, metaarkose, conglomerate and regolith. 1 556 Sevettijarven alue Kohde 1: Ahvenselan pohjakompleksin ja Opukasjarven 43, x = 7719,22; y = 556,58). ryhman metavulkaniitteja on nahtavissa paljastumilla tien Kohde 4: Avlejohkan muodostuman konglomeraattia (kuvarrella Nilijarven ja Mihkalinjarven välisellä alueella (kuva va 12) ja Opukasjarven ryhman vulkaniitteja (kuva 43, x = 42, x = 7710,82; y = 442,77). 7720,33; y = 556,96). Kohde 2: Ahvenselan pohjakompleksin syvakivimäista gra- Kohde 5: Regoliittia Ahvenselan pohjakompleksin ja Opuniittigneissia (koostumus kvartsirnonzoniitti) Ahventsokkan kasjärven ryhman vulkaniittien välissä (kuva 43, x = 7718,Ol; rinteessa (kuva 43, x = 7717,63; y = 557,43). y = 558,09). Kontakti on nähtävissä. Kohde 3: Avlejohkan muodostuman meta-arkoosia (kuva Kohde 6: Vainospaän harmaata graniittia (kuva 41).

Kuva 44. Naatamön alueen retkeilykohteet. Tummat alueet ovat diabaasijuonia. Fig. 44. Locations of excursion the Näätämö area. Naatamön alue Naatamön alueella on Puollimvarrin päällä runsaasti pal- 44, x = 7733,52; y = 465,60). jastumia. Kuvaan 44 on mustalla merkitty diabaaseja. Kohde 9: Gneisseja leikkaavia diabaaseja (kuva 44, x = Kohde 7: Pohjakompleksin erityyppisiä gneisseja voi nähdä 7733,39; y = 2464,78). yhdellä paljastumalla. Gneisseja leikkaa diabaasi (kuva 44, Kohde 10: Pirivaaran graniitti leikkaa gneisseja (kuva 44, x = 7731,39; y = 465,20). x = 7732,30; y = 462,78). Lännempäna kohteesta runsaasti Kohde 8: Pohjakompleksin gneisseja ja ruosteinen hori- graniittipaljastumia. sontti (1/2 metriä leveä), jossa on runsaasti granaattia (kuva

Silisjoen alueella on merkitylla vaellusreijilla jatkuvasti paljastumia. Taalla voi paljastumissa nähdä Cappeskaidin pohjakompleksin kivilajeja, Kistapelvuobmin, Laavvuvaaran, Silisvarrin ja Silisjoen muodostumien kivilajivaihtelua. Kuvaan 45 merkitylla reitillä on runsaasti paljastumia. Kohde II: Silisvarrin muodostuman gneisseja, felsisia ja mafisia metavulkaniitteja, karbonaattia ja serttifragmentteja (kuva 45). Kohteiden 11 ja 12 välillä syvakairareika R-1. Kohde 12: Laavvuvaaran muodostuman mantelikivia, joiden välissä metatuffiittia (kuva 45). Kohde 13: Ultramafista metavulkaniittia (tuffiittia) (kuva 45, x = 7745,25; y = 554,35). Kohde 14: Kistapelvuobmin ja Laavvuvaaran muodostumien kontakti paljastumalla (kuvat 45 ja 13). Syvakairausreika R-3 lavistaa tässä kohden muodostumien kontaktit. Kohde 15: Mafinen metavulkaniitti vaihettuu granaattistauroliittikiilleliuskeeksi (kuvat 45 ja 13). Syvakairausreika R-2 lavistaa t pa kohden vaihettumisvyöhykkeen. Kohde 16: Cappeskaidin pohjakompleksin silmagneisseja, kvartsi-maasalpagneisseja (+ epidoottia) ja amfiboliitteja (kuva 45). Kohde 17: Cappeskaidin pohjakompleksin ja Kistapelvuobmin muodostuman kontakti paljastumalla (kuva 45). Kohde 18: Isokivennokan mikrokliinigraniittia (kuva 45). Kohde 19: Laawuvaaran ja Silisvarrin muodostumien kontaktivyöhykkeessa on sertteja, karsia ja ultramafisia liuskeita (kuva 45, x = 7738,38; y = 554,75). Kohde 20: Silisvarrin muodostuman agglomeraattia, vulkaanista breksiaa ja mantelikivea (kuva 45, x = 7737,19; y = 553,15). Kohde 21: Vuorottelevia kerroksia mafisia ja felsisia metavulkaniitteja. Granaatit ovat reunoiltaan osaksi muuttuneet plagioklaasiksi (kuva 45, x = 7738,12; y = 552,56). Kohde 22: Silisvarrin ja Silisjoen muodostumien kontaktivyöhyke (kuva 45, x = 7738,lO; y = 551,54). Syvakairareika R-5 ja R-6 (kuva 14). Silisjoen alue Kuva 45. Silisjoen alueen retkeilykohteet. Fig. 45. Excitrsion sites in the Silisjoki area. Kohde 23: Surnupaiden tunturin rinteillä on paljastumia. Talla alueella saa kuvan alueen gneisseista, metavulkaniiteista ja rautahorisonteista (kuvat 41 ja 7).. Surnujarven alue 11 KIITOKSET Eero Hanskin ja Tapani Mutasen asiantuntevat korjausehdotukset ja kommentit ovat olleet hyödyllisiä tekstiä muokattaessa. Kuvat on piirtänyt puhtaaksi An- ni Vuori. Parhaat kiitokseni sekä maastotutkimuksissa työskennenneille että tekstin viimeistelyä avustaneille henkilöille.

Summary: THE METAVOLCANIC AND ASSOCIATED ROCKS IN THE NORTHERNMOST LAPLAND, FINLAND Introduction The volcanite studies conducted in northern Lapland were part of the Lapland Volcanite Project of the Geological Survey of Finland. The main aim of the studies was to establish the lithological variation in and the stratigraphy of the volcanite zones and to compare the chemical compositions of the volcanic rocks in different areas and formations. The zones studied in northern Lapland were those known to contain volcanogenic rocks. Regioeza! geology Two major geological units can be distinguished in Lapland (Merilainen 1965, 1976): the Lapland granulite complex and the northern Lapland granite gneiss complex (Fig. 2). The granite gneiss complex has zones (Fig. 2) in which metavolcanites are associated with paragneisses. In the Sevettijarvi and Silisjoki areas (Fig. 4), mafic and felsic volcanites and the associated sediments were deposited on the granite gneiss complex (Figs. 5, 10). The unit resting on the granite gneiss complex, named the Opukasjarvi Group, is composed of the Avlejohka, Kistapelvuobmi, Laavvuvaara, Silisvarri and Silisjoki Formations (Figs. 10 and 11). The rnetavolcanites and gneisses of this Group continue over an extensive area to the west of Silisjoki and Sevettijarvi (Fig. 4). The gneiss complexes beneath the Opukasjarvi Group also contain mafic metavolcanites. No depositional basement or distinct stratigraphic position has been established for these metavolcanites; the local cross-section in the Surnujarvi area shows only the order of the rock types (Fig. 8). Between Naatamo and Surnujarvi, iron formations (BIF) (Fig. 2) (Lehto & Niiniskorpi 1977, Bugge 1980) are often embedded in these mafic metavolcanites and associated gneisses (Figs. 6 and 7). The granite gneiss cpmplex The granite gneiss complex of northern Lapland is considered to be Archaean. The oldest age of the gneiss, 2730 Ma, was measured on zircon (Merilainen 1976). The gneisses are intruded by the Pirivaara granite (Figs. 4 and 34), which has a zircon age of 2604 Ma (Fig. 15 and Table 2). In the Archaean, even before the emplacement of the granite, light minerals of the gneiss were segregated into veins and mobiiized into quartz and feldspar portions. The gneisses in northern Lapland were also reworked during the Proterozoic, 1930-1950 Ma ago (Figs. 3 and 15; titanite), due to the segregation and mobilization of minerals caused by a rise in crustal temperature. This melting, which was very intense in places, is reflected in tonalites and granodiorites (1930-1950 Ma) displaying gradual contacts with the surrounding gneisses. The granodiorites or tonalites with their ghostlike gneiss remnants seem to have melted in situ. In many areas, the temperature rose at least twice, causing the sedimentogenic rocks to turn into gneisses and migmatites. Thus, it is often impossible to well whether a particular gneiss belongs to the gneiss complex of northern Lapland or to the gneisses of the Opukasjarvi Group. Siedlecka et al. (1985) have described the Cappeskaidi gneiss complex in Norway, which extends to the Silisjoki and Naatamo areas (Figs. 4 and 11). The rocks are quartz-feldspar gneisses, mica gneisses and hornblende gneisses. Well-preserved meta-arkoses and arn-

phibolites are encountered between the paragneisses in the Silisjoki area. The Naatamo area is the scene of a phenomenon typical of the granite gneiss complex: paragneisses change into migmatites with light gneisses as neosome and amphibolites as palaeosome. The Surnujarvi area (Fig. 7) was mapped systematically. Iron formations were encountered between both mafic metavolcanites and gneisses. A profile across the strikes of the lithologies (Fig. 8) was also studied in the area. The lithological association of this profile is very similar to that of the Follvatnet Formation (Siedlecka et al. 1985), which lies in Norway, immediately south of the Surnujarvi area. It seems likely that the volcanites of the Surnujarvi area can be correlated with the Ellenvatnet Group, of which the Follvatnet Formation is a part. The Opukasjarvi Group The formations of the Opukasjarvi Group extend as a continuous volcanite belt, 90 km long, from the Sevettijarvi area to Polmak in Norway. The total thickness of the Group is difficult to estimate as the rocks continue extensively in the west, and the uppermost members are unknown. In the Silisjoki area, the Opukasjarvi Group is estimated to be 3 km thick, but this is probably the minimum value. The lowermost formations are mainly composed of volcanites, but in the uppermost formation mica gneisses predominate. The lowermost formations of Avlejohka, Kistapelvuobmi and Laawuvaara belong to the granite gneiss basement (Figs. 5 and 10). The rocks of the Group are considered variously as Archaean (Merilainen oral comm. 1983) or Proterozoic (Bugge 1980, Marker 1985, Bethelsen & Marker 1986, Gaal et al. 1989). Owing to the lack of dates the age of the Opukasjarvi Group rocks is open. The following arguments support the Archaean age: In the Sevettijarvi area volcanites of the Opukasjarvi Group occur as inclusions (2 X 10 m) in the Kotalompolo granite (Fig. 34), which is similar to the 2600 Ma old Pirivaara granite in chemical composition (Figs. 15, 34, 35 and 36). The rocks of the Opukasjarvi Group would then be older than 2600 Ma. The Opukasjarvi Group contains paragneisses as well as mafic metavolcanites. Therefore, the gneisses, which resemble the Archaean gneisses in appearance, belong, together with the mafic metavolcanites, to the Opukasjarvi Group (Fig. 14). However, it is possible that during the rise in crustal temperature (1930-1950 Ma) the sediments of the Opukasjarvi Group were altered into gneisses resembling those of Archaean age in appearance. The Proterozoic age for the Opukasjarvi Group is suggested by the following facts: The rocks of the Group rest on the Archaean granite gneiss complex (Fig. 5) with a conglomerate of long-lasting erosion between them (Fig. 12). The conglomerate would thus be between the Proterozoic and Archaean rocks. A similar situation exists in the lower part of the Petsamo Group (Siedlecka et al. 1985). However, the clasts in the basal conglomerate of the Petsamo Group are polymictic, whereas the basal conglomerate of the Opukasjiirvi Group is almost monomictic. The Avlejohka Formation The Ahvenselka granite gneiss dome northwest of Sevettijarvi village (Fig. 4) shows up on the aeromagnetic map as an area without anomalies (Fig. 5). The dome is enveloped by metavolcanites and associated gneisses. Here and there in the contact between the granite gneiss dome and volcanites there is conglomerate (Fig. 12) and regolith mainly composed of mica. In places the gneiss dome is overlain by meta-arkose which, in all likelihood, belongs to the weathering sedi- ments contemporaneous with the conglomerate and regolith. The Avlejohka Formation is composed of these weathering products. The clasts in conglomerate are of the same type as the granite gneisses in the Ahvenselka gneiss dome. This conglomerate is very poor in matrix, which is mainly biotite and quartz, and in appearance is similar to the conglomerate of the Pestkind Formation in the Sorvaranger area (Siedlecka et al. 1985). The Kistapelvuobmi Formation Kistapelvuobmi is in the Silisjoki area close to the Norwegian border. The Kistapelvuobmi Formation has been delineated for a distance of over 15 km. Its maxi- mum thickness is 300 m (Figs. 10 and ll), and it is mainly composed of tholeiitic and calc-alkalic metaandesites (Figs. 24 and 25). The lower contact is sharp.

Diamond core drilling has revealed abundant mafic part of the Formation the mafic metavolcanites grade dykes in the underlying gneiss complex that are very into garnet-staurolite-mica schist (Figs. 13, 19, 20 and similar to the metavolcanites of Kistapelvuobmi in 21), rhyolitic metatuffites, cherts and skarns (Fig. 9). chemical and mineralogical composition. In the upper The Laavvuvaara Formation The Laavvuvaara Formation, which is estimated to extend for a distance of 90 km from Polmak to Sevettijarvi, is 500-900 m thick. In the northern part of the Formation, amygdaloids with intercalated mafic metatuffites predominate. In the south, in the Sevettijarvi area, pyroclastic mafic and felsic rocks are dominant. The lavas correspond to basaltic andesite in composition (Fig. 24), and on the AFM diagram the metavol- canites plot in the calc-alkalic field (Fig. 25). In the upper part of the Formation there are skarns, cherts, garnet-staurolite-mica schist and felsic metavolcanites. The Kistapelvuobmi and Laavvuvaara Formations are fairly similar: In their lower and middle parts volcanic activity was intense, but in the upper parts felsic volcanites, detrital (mica schist) and chemical sediments (skarn and chert) are typical. The Silisvarri Formation The Laavvuvaara Formation is overlain by the Silisvarri Formation, which in the Silisvarri area (Fig. 9.) is estimated to be 1600 m thick. It is composed of alternating mafic metavolcanites, felsic metatuffites and paragneisses. The mafic metavolcanites are basalts and basaltic andesites in composition (Fig. 24). Some of the mafic metavolcanites are calc-alkalic, some tholeiitic (Fig. 25). The felsic metavolcanites are rhyolitic in composition (Fig. 24). The lowermost units of the formation are mainly mafic metavolcanites and metatuffites, whereas the middle of the formation consists pre- dominantly of felsic and mafic metatuffites. In the upper part, mafic and felsic tuffites alternate with paragneisses (Fig. 14). The slowdown of volcanism and the increase in detrital material in the formation is shown by the distribution of elements in Fig. 33. A typical feature of the Silisvarri Formation is the very local nature of the volcanism (Fig. 10). Metavolcanites are dominant in the Silisvarri area, but the same stratigraphic position in the Stuorra Kolmesjavri area is occupied by mica gneisses and quartzfeldspar gneisses. The Silisjoki Formation The Silisvarri Formation is overlain by the Silisjoki Formation (Fig. 10). Although not known accurately, its thickness has been estimated at 1500 m. The For- mation is composed of only of paragneisses, most of which are mica gneisses. Here and there quartz-feldspar gneisses also occur. Granites Granites occur in the Naatamo and Sevettijarvi area (Fig. 4). The zircon age of the Vainospaa granite is 1790 Ma (Huhma 1986), and the Pirinvaara granite is 2604 Ma old (Fig. 15, Table 2). Both granites intrude the surrounding rocks (Fig. 44, stop 10). The Kotalompo- 10 granite in the Sevettijarvi area is of the same type as the Pirinvaara granite (Figs. 35 and 36). It intrudes the volcanites of the Opukasjarvi Group and contains large volcanite fragments as inclusions. Diabase dykes The Naatamo area conta.ins numerous diabase dykes that cut all the other rocks and occur in swarms trend- ing southeast-northwest (Fig. 6). Dykes trending in the same direction and chemically similar to the diabase

dykes in the Naatamo area (Fig. 38) occur in the Sorvaranger area in Norway. A comparison was also made with the Laanila dyke, dated to 998 Ma with the Sm/Nd method (Pesonen et al. 1986). This dyke, however, differs from the others in chemical composition. Metamorphism and structural interpretations The structures of the granulite and gneiss complex were studied in the area of Inarinjarvi (Fig. 1). All the deformation elements typical of the Archaean areas were encountered in the central and eastern parts of Inarinjarvi. However, not all the deformation stages typical of the eastern part of Inarinjarvi could be detected in the western part of Inarinjarvi. This suggests that the rocks in western Inarinjarvi are younger than those in the east considered as Archaean. If that is so, the rocks in western Inarinjarvi belong to the Opukasjarvi Group. The structures in the Inarinjarvi area exhibit signatures of several stages, as the Archaean rocks were intensely deformed by the same process that deformed the granulite complex. In this area, all structures are cut by pegmatites with an orthite age of 1890 Ma (Merilainen 1976). On this basis the minimum age of the main deformation stage of the granulite complex has been set at 1890 Ma. Structure and metamorphism were studied in the Silisjoki area. In the upper part of the Kistapelvuobmi Formation there is garnet-staurolite-mica schist (Fig. 13). Garnet and staurolite can be seen in one and the same thin section (Figs. 18-21). In the garnet a helicitic texture was imprinted upon S, linear schistosity (Fig. 20), whereas in the staurolite a snow-ball texture developed on fold schistosity (Fig. 21). Thereafter the garnet and staurolite porphyroblasts were rounded in a deformation process that generated the strongest schistosity (S,) in the area and encircles the porphyroblasts (Figs. 18 and 19). The S, schistosity, which is best visible in the outcrops, is shown on the map in Fig. 9. This schistosity is deformed by F, (Fig. 17) and F, folds. Faults, which may be very long, are the youngest structural elements. In the Silisvarri area there is a southwest-northeast trending sinistral fault (Fig. 9) that cuts the granulite complex, too (Fig. 2). The big Skoganvarri-Kaamanen-Kantalahti fault is one of the southeast-northwest trending faults (Fig. 2). Another fault trending in the same direction is in the Surnujarvi area. The garnet-plagioclase mineral pair gives a pressure of 11 Kb, and the garnet-biotite pair a temperatcre of 450 C. The regolith in the Sevettijarvi area yielded 600 C/6 Kb. The corresponding figures for the NaatC mo area are 660 C/6Kb (Fig. 16). The temperatures do not differ much from each other. The considerable differences in pressure may be attributed to mineral pairs that developed under different conditions or to the fact that the blocks in the area were at different depths in the crust. Geochemistry The chemical compositions of the volcanites from different areas were compared in terms of major and trace elements. The analyses used in the comparison were selected on the basis of mineralogical studies, according to which the rocks mineralogically similar to the amygdaloids of the Silisjoki area were considered to be mafic metavolcanites. The felsic metavolcanites were selected on the basis of field observations. Secondary alterations were described with the diagrams of Beswick & Soucie (1978), Hughes (1973) and Davis et al. (1978) (Fig. 22). SiO,, CaO and alkalies seem to have been mobile. Correlation of the volcanites of different areas succeeded best with MORB-normalized diagrams (Fig. 29). On these diagrams the volcanites in the Kistapelvuobmi and Laavvuvaara Formations and in the Kuorboaivi area are of the same type (Fig. 29). All are enriched in K, Rb, Ba, Th and La. The element distributions for the Silisvarri formations and the Sevettijarvi area show scatter (Fig. 29) due to fine-grained pyroclastic metasediments metamorphosed into coarse-grained massive rocks resembling lava in appearance. The mafic metavolcanites in the Inarijarvi and Surnujarvi areas differ from the Silisjoki, Sevettijarvi and Kuorboaivi volcanites in the distribution of trace elements (Fig. 29). The composition of one volcanite sample from the Polmak area (Fig. 23) is very similar to that of the Laavvuvaara volcanites (Fig. 30). Some of the samples from the lowermost volcanite of the Petsamo Group (Fig. 23) also partly resemble the volcanites of the Opukasjarvi Group in composition (Figs. 29 and 30).

Excursion sites The excursion sites of Silisjoki and Surnujarvi are walking distance of the road from Inari to Kirkenes far from roads and are best reached by air. The sites (Fig. 41). at Sevettijarvi and Naatamo are within reasonable The Sevettijarvi area Stop I. Metavolcanites of the Ahvenselka granite gneiss complex and the Opukasjarvi Group are visible in outcrops along the road from Nilijarvi to Mihkalinjarvi (Fig. 42, X = 7710.82; y = 442.77). Stop 2. Massive granite gneiss (quartz monzonite in composition) of the Ahvenselka granite gneiss complex on the flank of Ahventsokka (Fig. 43, X = 7717.63; y = 557.43). Stop 3. Meta-arkose of the Avlejohka Formation (Fig. 43, X = 7719.22; y = 556.58). Stop 4. Conglomerate of the Avlejohka Formation (Fig. 12) and volcanites of the Opukasjarvi Group (Fig. 43, X = 7720.33; y = 556.96). Stop 5. Regolith between the Ahvenselka basement complex and the volcanites of the Opukasjarvi Group (Fig. 43, X = 7718.01 y = 558.09). Contact exposed. Stop 6. Grey granite of Vainospaa (Fig. 41) on the shore of Ukonselka. The Naatamo area There are numerous outcrops on Puolimvarri in the Naata- 7733.52; y = 465.60). mo area. Those marked in black in Fig. 45 are diabases. Stop 9. Diabases intruding gneisses (Fig. 44, X = 7733.39; Stop 7. Various gneisses of the basement complex visible y = 464.78). in one exposure. Gneisses intruded by diabase (Fig. 44, X = Stop 10. The Pirinvaara granite intruding gneisses (Fig. 44, 7731.39; y = 465.20). X = 7732.30; y = 462.78). West of the site numerous gran- Stop 8. Gneisses of the basement complex and a rusty ite outcrops. horizon (0.5 m wide) with abundant garnet (Fig. 44, X = The Silisjoki area There are large numbers of outcrops along the marked path in the Silisjoki area. Exposed are rocks of the Cappeskaidi basement complex and those of the Kistapelvuobmi, Laavvuvaara, Silisvarri and Silisjoki Formations. There are also numerous exposures along the path marked in Fig. 46. Stop. 11. Gneisses, felsic and mafic metavolcanites, carbonate and chert fragments of the Silisvarri Formation (Fig. 45). Diamond drill hole R-l between sites 11 and 12. Stop 12. Arnygdaloids of the Laawuvaara Formation with intercalated metatuffite (Fig. 45). Stop 13. Ultramafic metavolcanite (tuffite) (Fig. 45, X = 7745.25; y = 554.35). Stop 14. Exposed contact between the Kistapelvuobmi and Laavvuvaara Formations (Figs. 45 and 13). Drill hole R-3 intersects the contacts of the formations. Stop 15. Mafic metavolcanite grading into garnet-staurolitemica schist (Fig. 45). Drill hole R-2 intersects the transition zone. Stop. 16. Augen gneisses, quartz-feldspar gneisses ( + epidote), amphibolites and quartz-rich horizons of the Cappeskaidi basement complex (Fig. 45). Stop 17. Exposed contact between the Cappeskaidi basement complex and the Kistapelvuobmi Formation (Fig. 45). Stop 18. Microcline granite of Isokivennokka (Fig. 45). Stop 19. Cherts, skarns and ultramafic schists in the contact zone between the Laavvuvaara and Silisvarri Formations (Fig. 45, X = 7738.38; y = 554.75). Stop 20. Agglomerate and amygdaloid of the Silisvarri Formation*(Fig. 45, X = 7737.19; y = 553.15). Stop 21. Alternating layers of mafic and felsic metavolcanites. Garnets partly altered into plagioclase along the margins (Fig. 45, X = 7738.12; y = 552.56). Stop 22. Contact zone between the Silisvarri and Silisjoki Formations (Fig. 45, X = 7738.10; y = 551.54). Diamond core drill hole R-5. The Surnujarvi area Stop 23. Outcrops on the slopes of Surnupaat fells. Exposed are gneisses, metavolcanites and iron formation horizons (Fig. 41).

13. VIITTEET - REFERENCES Alapieti, T., 1982. The Koillismaa layered igneous complex, Finland - its structure, mineralogy and geochemistry, with emphasis on the distribution of chromium. Geol. Survey Finland, Bull. 319. 116 S. Berbey, P., Bernard-Griffiths, J. & Convert, J., 1986. The Lapland charnockitic complex: REE geochemistry and petrogenesis. Lithos 19, 95-1 11. Barbey, P., Convert, J., Martin, H., Moreau, B., Capdevilla, R. & Hameurt, J., 1980. Relationships between granitegneiss terrains, greenstone belts in the Archaean crust of Lapland (Fennoscandia). Geol. Rundsch., 69, 648-658. Barbey, P. & Cuney, M., 1982. K, Rb, Sr, Ba, U and Th geochemistry of the Lapland Granulite (Fennoscandia). LILE fractionation controlling factors. Contrib. Mineral. Petrol. 81, 304-316. Belyaev, O.A., Zagorodny, V.G., Petrov, V.P. & Volotsin, E.M., 1976. Karta - shema fatsii regionalnogo metamorfizma. Kolskogo polyostrova. l : 1 000 000. (venajan kiel.) Beswick, A.E. & Soucie, G., 1978. A correction procedure for metasomatism in an Archean greenstone belt. Precarnbrian Res. 6, 235-248. Bernard-Griffiths, J., Peucat, J.J., Postaire, B., Vidal, Ph., Convert, J. & Moreau, B., 1984. Isotopic data (U-Pb, Rb- Sr, Pb-Pb and Sm-Nd) on mafic granulites from Finnish Lapland. Precambrian Res., 23. 325-348. Berthelsen, A. & Marker, M., 1986. Tectonics of the Kola collision suture and adjacent Archaean and Early Proterozoic terrains in the northeastern region of the Baltic Shield. Tectonophysics 126 (l), 31-55. Bilal, S., 1978. Metavulkanite und Metasedimente in der Granulitserie von Finnish-Lappland. Diploma Thesis, Univ. Kiel. 82 p. Bugge, J.A.W., 1980. The Sydvaranger type of quarz-banded iron ore, with a synopsis of Precambrian geology and ore deposits of Finmark. Geol. Surv. Finland, Bull. 307, 15-24. Davis, A., Blackburn, W.H., Brown, W.R. & Ehmann, W.D., 1978. Trace element geochemistry and orgin of late Precambrian - early Cambrian Catoctin greenstone of the Appalachian Mountains. Univ. of California at Davis, Calif., Rep. Elo, S., Lanne, E., Ruotoistenmaki, T. & Sindre, A., 1989. Interpretation of gravity anomalies along the POLAR Profile in the northern Baltic Shield. Tectonophysics 162, 135-150. Eskola, P., 1952. On the granulite of Lapland. Am. J. Sci., Bowen Vol., part 1, l33-u'l. Forsberg-Heikkila, C. 1989. Tsuomasvarrin kerrosrakenteinen ultramafien intruusio, Koillis-Lappi, Utsjoen kunta. M. Sc. Thesis, Univ. Helsinki. (Unpubl.) Front, K., Vaarma, M., Rantala, E. & Luukkonen, A., 1989. Keski-Lapin varhaisproterotsooiset Nattas-tyypin graniittikompleksit, niiden kivilajit, geokemia ja mineralisaatiot. Summary: Early Proterozoic Nattanen-type granite com: plexes in central Finnish Lapland: rock types, geochemis- try and mineralization. Geol. Surv. Finland., Rep. Invest. 85, 77 S. Gas, G., Berthelsen, A., Gorbatschev, R., Kesola, R., Lehtonen, M., Marker, M. and Raase, P. 1989. Interpretation of gravity anomalies along the POLAR Profile in the northern Baltic Shield. Tectonophysics, 162, 1-25. Geological Map, Northern Fennoscandia, l : l mill. Geological Surveys of Finland, Norway and Sweden, Helsinki 1987a. Haapala, I., Front, K., Rantala, E. & Vaarma, M., 1987. Petrology of Nattanen-type granite, northern Finland. Precambrian Res., 35, 225-240. Hickey, R.L. & Frey, F.A. 1982. Geochemical characteristics of bonintite series volcanics: implications for their source. Geochim. Cosmochim. Acta, 46, 2099-2115. Hughes, C.J., 1973. Spilites, keratophyres, and igneous spectrum. Geol. Mag. 109, 513-527. Huhma, H., 1986. Sm-Nd, U-Pb and Pb-Pb isotopic evidence for the origin of the early Svecokarelian crust in Finland. Geol. Surv. Finl. Bull. 337. Hormann, P.K., Raith, M., Raase, P., Ackermand, D. & Scheifert, F., 1980. The granulite complex of Finnish Lapland: petrology and metamorphic conditions in the Ivalojoki-Inarinjarvi area. Geol. Surv. Finland, Bull. 308, 95 S. Iljina, M., 1984. Inarin Naittujtirven arkeeisen vihreakivivyohykkeen kivilajit, rakenne ja Cu-Zn-Pb-Ag-mineralisaatioiden kivilaji- ja rakennekontrollit. M. Sc. Thesis, Univ. Oulu. (Unpubl.) Irvine, T.N. & Baragar, W.R.A., 1971. A guide to the classification of common volcanic rocks. Can. J. Earth Sci. 78, 523-548. Jensen, L.S., 1976. A new method of classifying subalkalic volcanic rocks. Ontario Division of Mines, Misc. Paper 66, 22 S. Kesola, R., 1988. Geology of the Pulmanki-NaMamo area, northern Finnish Lapland. Julkaisussa Marttila, E. (toim.) Archaean Geology of the Fennoscandian Shield. Proceedings of Finnish - Soviet Symposium in Finland on July 28 - August 7, 1986. Geological Survey of Finland, Special Paper 4, 215-219. Kesola, R., 1989. Taka-Lapin vulkaniittitutkimukset. Julkaisussa Manninen T. (toim.) Tulivuorenkivet Kolarista Kuusamoon. Lapin vulkaniittiprojektin ekskursio ja esitelmaseminaari 5.-10.6. 1989. Geologian tutkimuskeskus, Opas 23, 74-75. Krill, A.G., 1985. Svecokarelian thrusting with thermal inversion in the Karasjok-Levajok Area of the Northern Baltic Shield. Nor. Geol. Unders. Bull., 403, 89-101. Lahtinen, J., 1972. Lapin granuliittimuodostuman ja Taka- Lapin graniittigneissikompleksin geologiasta. M. Sc. Thesis, Univ. Oulu, 143 S. OJnpubl.) Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Streckeisen, A. & Zanettin, B., 1986. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. J. of Petrol. 27, 745-750.

Lechner, H., 1978. Seriegliederung, Tektonik und Metamorphose des Gesteinserien in der SW-Randzone des Granulit- Komplexes ostlich Repojoki (Finnish - Lappland). Diploma Thesis, Univ. Kiel. Lehto, T. & Niiniskorpi, V., 1977. Pohjois- ja Ita-Suomen rautamuodostumat. Summary: The iron-formation of northern and eastern Finland. Geol. Surv. Finland, Rep. Invest. 22, 49 S. Marker, M., 1985. Early Proterozoic (2000-1900 Ma) crustal structure of the northeastern Baltic Shield: tectonic division and tectogenesis. Nor. Geol. Unders. Bull. 403, 55-74. Merilainen, K., 1965. Pre-Quaternary rocks, Sheet C8-9, Inari-Utsjoki. General Geological Map of Finland, 1 : 400 000. Merilainen, K., 1976. The granulite complex and adjacent rocks in Lapland, northern Finland. Geol. Surv. Finland, Bull. 281, 129 S. Metamorphic, Tectonic and Isotopic ages Map, Northern Fennoscandia. 1 : 1 mill. Geological Surveys of Finland, Norway and Sweden, Helsinki 1987b. Mints, M.V., Ts'on, O.V. & Sobotovich, E.V., 1989. Time of formation of the Lapland granulites, Granite-migmatite domes and Pechenga-Imandra-Varzuga greenstone belt, Kola Peninsula. Int. Geol. Rev. 31, 671-679. Papunen, H., Idman, H., Ilvone, E., Neuvonen, K., Pihlaja, P. & Talvitie, J., 1977. Lapin ultramafiiteista. Summary: the ultramafics of Finland. Geol. Surv. Finland, Report of Investigation 23, 87 p. Patchett, P., Kouvo, O., Hedge, C. & Tatsumoto, M., 1981. Evolution of continental crust and mantle heterogeneity: Evidence from Hf Isotopes. Contrib. Mineral. Petrol. 78, 279-297. Pearce, J.A., 1982. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. Julkaisussa R.S. Thorpe (toim.) Andesites, John Wiley & Sons, New York, 527-548. Pearce, T.H., Gorman, B.E. & Birkett, T.C., 1975. The Ti0,-K,O-P,O, - diagram: A method of discriminating between oceanic and non-oceanic basalts. Earth Planet. Sci. Lett. 24, 419-426. Pesonen, L.J., Huhma, H. & Neuvonen, K.J., 1986. Palaeomagnetic and Sm-Nd isotopic data of the Late Precambrian Laanila diabase dyke swarm, northeastern Finland. P. 149 in 17e Nordiska geologmotet, Helsingfors Universitet, 12.-15. 5. 1986, Abstract., Helsinki. Pihlaja, P., 1987. Laanilan diabaasi. Julkaisussa: Aro, K. & Laitakari, I. (toim.) Suomen diabaasit ja muut maafiset juonikivilajit - Diabases and other mafic dyke rocks in Finland. Geol. Surv. Invest. Rep. 76, 189-197. Raith, M., Raase, P. & Hormann, P.K. 1982. The Precambrian of Finnish Lapland: Evolution and regime of metamorphism. Geol. Rundsch., 71, 230-244. Sahama, Th. G. 1933. Struktur und Bewegungen in der Granulitformation des finnischen Lapplands. C. R. Soc. Geol. Finlande 6, 82-90. Bull. Comm. Geol. Finlande 101. Sahama, Th. G. 1936. Die Regelung von Quartz und Glimmer in den Gesteinen der finnish-lapplandischen Granulitformation. Bull. Comm. Geol. Finlande 113. 110 p. Siedlecka, A. 1972. Kongsfjord Formation - a late Precambrian flysch sequence from the Varanger peninsula, Finnmark, Nor. Geol. Unders. 278. 41-80. Siedlecka, A., Iversen, E., Krill A.G., Lieungh, B., Often, M., Sandstad, J.S. & Solli, A. 1985. Lithostratigraphy and correlation of the Archean and Early Proterozic rocks of Finnmarksvidda and Sorvaranger district. Nor. Geol. Unders. Bull. 403, 7-36. Tugarinov, A.F., Bibikova, E.V. & Goroshchenko, G.L., 1968. Age of the granulites in the Baltic Shield. Geochem. Int. 5, 866. (Abstract) Wiens, F., 1978. Seriengliederung, Tektonik und Metamorphose der Gesteinsserien der SW-Randzone des Granulitkomplexes ostlich Repojoki (Finnish-Lappland). Diploma Thesis, Univ. Kiel. Wood, D.A., 1979. A variably veined sub-oceanic upper mantle - genetic significance for mid ocean ridge basalts from geochemical evidence. Geology 7, 499-503. Zagorodny, V.G. & Radtsenko, A.T. 1983. Tektonika rannego dokembrija Kolskogo polustrova. Nauka, Leningrad. (venajan kiel.) Zykov, S.I., Stupnikova, N.I. & Sidorenko, S.A., 1984. Lead isotopes of rocks the Granulite belt of the Kola Peninsula. Moscow Univ. Geol. Bull. 39, 61-66.

Liite 1. Taka-Lapin tutkimusalueiden eri kivilajien pää- ja hivenalkuaineiden pitoisuuksia. Appendix 1. Major and trace elernents of rocks in the northern Lapland. SiO, TiO, -41203 Fe,03tot MnO MgO CaO Na,O K,O p20, Summa (%) As (PP~) Sb Zn Sn W Au La 2Sm Lu Cr Ni Co Sc Ba Rb Ta u Th Cu Cs S v Zr Sr 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 1. = 4. Kistapelvuobmin muodostuman mafisia metavulkaniitteja - Mafic nzetavolcanites of the Kistapelvztobrni forrnation. 5. = 15. Laavvuvaaran rnuodostuman rnafisia rnetavulkaniitteja - Mafic nzetavolcanites of the Laavvuvaara formation. Liite - Appendix 1.1. SiO, TiO, A1,03 Fe203tot MnO MgO CaO Na,O K,O pzos Summa (%) As ( PP~) Sb Zn Sn W Au La Sm Lu Cr

Liite - Appendix I. I. Ni 33.6 51.8 32.5 28.9 32.2 32.0 28.9 27.9 27.8 29.7 27.5 24.4 24.3 26.2 21.2 Co 41.1 40.0 36.2 36.1 31.7 31.7 36.2 39.9 38.4 42.3 37.7 36.0 34.5 38.2 38.8 Sc 39.3 41.2 38.8 41.0 40.3 36.9 36.4 38.2 37.7 39.8 37.7 30.7 35.7 35.8 41.5 Ba 145 845 416 574 911 194 114 469 259 741 322 161 825 761 277 Rb 40.3 77.3 52.3 30.6 76.0 51.8 7.7 18.7 13.7 76.8 28.8 6.5 47.2 51.3 27.3 Ta 0.3 0.2 0.2 0.3 0.2 0.3 0.3 0.4 0.2 0.4 0.3 0.6 0.2 0.2 0.2 U 1.0 0.4 0.6 0.7 0.6 0.8 0.7 0.7 1.0 0.8 0.6 0.9 0.7 1.0 0.7 Th 5.1 3.0 3.5 4.2 3.5 3.3 3.2 3.5 3.5 4.2 2.9 4.3 3.6 5.3 3.9 Cu 30 10 40 90 40 0 70 30 70 80 10 90 60 90 20 Cs 0.7 0.6 0.7 0.6 0.6 0.7 0.5 0.4 0.5 0.5 0.5 0.4 0.9 0.5 0.4 S 30 10 30 20 10 0 70 10 40 30 10 50 60 100 30 V 220 220 200 240 200 240 210 200 210 210 180 200 200 200 220 Zr 120 80 80 100 80 70 90 90 90 100 70 100 90 90 80 Sr 180 170 170 250 180 440 170 150 340 360 270 160 280 360 120 16.-30. Laavvuvaaran muodostuman mafisia metavulkaniitteja - Mafic metavolcanites of the Laavvuvaara formation. Liite - Appendix 1.2. SiOz TiOz A1203 Fe,O,tot MnO MgO CaO Na20 K20 pzos Summa ('70) As (PP~) Sb Zn Sn W Au La Sm Lu Cr Ni Co Sc Ba Rb Ta u Th Cu Cs S v Zr Sr 31.-35. Laavvuvaaran muodostuman mafisia metavulkaniitteja - Mafic metavolcanites of the Laavvuvaara formation. 36.-45. Silisvarrin muodostuman mafisia metavulkaniitteja - Mafic rnetavolcanites of the Silisvarri formation.

6 1 Liite - Appendix 1.3. Si02 Ti02 AW3 Fe203tot MnO MgO CaO Na20 K2O p205 Summa (%) As ( PP~) Sb Zn Sn W Au La Sm Lu Cr Ni Co Sc Ba Rb Ta U Th Cu Cs S v Zr Sr 46.-60. Silisvarrin muodostuman mafisia metavulkaniitteja - Mafic metavolcanites of the Silisvarri fornlation. Liite - Appendix 1.4. Si02 Ti02 '41203 Fe,O,tot MnO MgO CaO Na,O K2O p205 Summa (%) As (PP~) Sb Zn Sn W Au La Sm Lu Cr Ni

Liite - Appendix 1.4. 61.-65. Silisvarrin muodostuman mafisia metavulkaniitteja - Mafic rnetavolcanites of the Silisvarri forrnation. 66.-75. Sevettijarven alueen mafisia metavulkaniitteja - Mafic rnetavolcanites of the Sevettijarvi area. Liite - Appendix 1.5. SiO, TiO, '4129, Fe20,tot MnO MgO CaO Na,O KLO P2 5 Summa (%) As (PP~) Sb Zn Sn W Au La Sm Lu Cr Ni Co Sc Ba Rb Ta u Th Cu Cs S v Zr Sr 76.-78. Sevettijarven alueen mafisia metavulkaniitteja - Mafic rnetavolcanites of the Sevettijarvi area. 79.-84. Kuorboaivin alueen mafisia metavulkaniitteja - Mafic rnetavolcanites of the Kuorboaivi area. 85.-90. Surnujarven alueen mafisia metavulkaniitteja - Mafic rnetavolcanites of the Surnujarvi area.