Eteläisen Satakunnan kallioperän rakenne ja kehityshistoria

Työraportti 2001-09 Eteläisen Satakunnan kallioperän rakenne ja kehityshistoria Seppo Paulamäki Markku Paananen Toukokuu 2001 POSIVA OY Töölönkatu 4, FIN-00100 HELSINKI, FINLAND Tel. +358-9-2280 30 Fax +358-9-2280 3719

Työ r a p o r t t i 2 0 0 1-0 9 Eteläisen Satakunnan kallioperän rakenne ja kehityshistoria Seppo Paulamäki Markku Paananen Toukokuu 2001

TEKIJÄORGANISAATIO: TILAAJA: Geologian tutkimuskeskus PL 96 (Betonimiehenkuja 4) 02151 ESPOO Posiva Oy Töölönkatu 4 00100 HELSINKI TILAAJAN YHDYSHENKILÖ: Aimo Hautajärvi Posiva Oy TILAUSNUMEROT: TEKIJÄORGANISAATION YHDYSHENKILÖ: 95911001 AJH ~~L ~hq~::=j>s~~-;- GTK Työ raportti: 2001-09 ETELÄISEN SATAKUNNAN KALLIOPERÄN RAKENNE JA KEHITYSHISTORIA TARKASTAJA: /=----'- ~ Paavo Vuorela Toimialapäällikkö GTK

Työ r a p o r t t i 2 0 0 1-0 9 Eteläisen Satakunnan kallioperän rakenne ja kehityshistoria Seppo Paulamäki Markku Paananen Geologian tutkimuskeskus Ydinjätteiden sijoitustutkimukset Toukokuu 2001 Karttaoikeudet: Maanmittauslaitos lupa nro 41/MYY/01 Pasivan työraporteissa käsitellään käynnissä olevaa tai keskeneräistä työtä. Esitetyt tulokset ovat alustavia. Raportissa esitetyt johtopäätökset ja näkökannat ovat kirjoittajien omia, eivätkä välttämättä vastaa Posiva Oy:n kantaa.

Paulamäki, S. & Paananen, M. 2001. Eteläisen Satakunnan kallioperän rakenne ja kehityshistoria. Posiva Oy, Työraportti 2001-09, 118 s. TIIVISTELMÄ Eteläisen Satakunnan vanhimmat kivilajit ovat savi- ja hiekkasyntyisiä kiillegneissejä, jotka suureksi osaksi esiintyvät seoskivilajeina eli migmatiitteina. Niitä leikkaavat syväkivet ovat granodioriitteja ja tonaliitteja sekä graniitteja ja pegmatiitteja. Alueen eteläosa koostuu Laitilan rapakivimassiiviin kuuluvasta rapakivigraniitista, johon ns. satelliittiesiintymänä liittyy Eurajoen rapakivistokki. Satakunnan hiekkakivimuodostuma on kerrostunut kallioperän lohkoliikuntojen muodostamaan hautavajoamaan. Kaikkia edellä mainittuja kivilajeja leikkaavat vaaka- ja pystyasentoiset oliviinidiabaasijuonet. Alueen koillisosassa sijaitseva Sääksjärvi on alkuperältään meteoriittikraatteri, joka on syntynyt meteoriitin törmäyksessä noin 560 miljoonaa vuotta sitten. Pintasyntyiset kivilajit kerrostuivat merellisissä saarikaariympäristöissä. Svekofennisen vuorijonomuodostuksen päävaiheessa Etelä- ja Keski-Suomen kaarikompleksit törmäsivät 1890-1880 miljoonaa vuotta sitten. Törmäyksessä eteläinen saarikaari (ml. hiekkakivimuodostuman lounaispuoliset pintakivet) työntyi pohjoista saarikaarta (ml. hiekkakivimuodostuman koillispuolisen alueen pintakivet) vasten ja sen yli ja viimeksi mainitun sisältänyt laatta painui edellisen alle. Törmäyksessä kivilajit joutuivat syvälle maankuoreen ja deformoituivat sekä metamorfoituivat ensimmäisen kerran 800-670 C:en lämpötilassa ja 5-6 kb:n paineessa. Törmäystä luonnehti voimakas magmaattinen toiminta, mikä ilmenee ns. synorogenisina (vuorijonomuodostuksen päävaiheen aikaisina) syväkivinä, jotka tutkimusalueelia ovat koostumukseltaan granodioriitteja, tonaliitteja ja trondhjemiitteja. Kallioperän seuraavassa kehitysvaiheessa vaipasta peräisin olevan kivisulan asettuminen kuoren ja vaipan rajapinnalle aiheutti korkean lämpötilan (700-800 C) metamorfoosin ja sedimenttikivien lähes täydellistä sulamista Etelä-Suomessa. Vaiheelle ovat ominaisia 1840-1830 miljoonan vuoden ikäiset ns. myöhäisorogeniset (vuorijonomuodostuksen myöhäisvaiheen aikaiset) kaligraniitit. Svekofennisen kallioperän kratonisoitumisvaihetta tutkimusalueelia edustavat 15 80-1550 miljoonan vuoden ikäiset rapakivigraniitit, Satakunnan hiekkakivimuodostuma sekä 1270-1250 miljoonaan vuoden ikäiset oliviinidiabaasijuonet. Rapakivigraniitit ovat peräisin kivisulista, jotka muodostuivat kuoren alaosan sulaessa osittain, ja ne ovat asettuneet paikalleen kuoren ollessa vetojännityksen luonnehtimassa tilassa. Satakunnan hiekkakivimuodostuman yläosat kerrostuivat noin 1400-1300 miljoonaa vuotta sitten, mutta muodostuman kehittyminen on voinut alkaa jo rapakivien paikalleen asettumisen aikoihin. Oliviinidiabaasijuonet ovat alkuperältään mantereeilisten laakiobasalttien tulokanavia ja edustavat alueen viimeistä proterotsooista kehitysvaihetta. Selkämerellä hiekkakiven päällä olevia kambri- ja ordovikikautisia sedimenttikiviä ei esiinny tutkimusalueella. Avainsanat: Migmatiitit, syväkivet, rapakivi, hiekkakivi, oliviinidiabaasi, deformaatio, metamorfoosi, geofysiikka, kuoren rakenne, prekambrinen, laattatektoniikka, svekofenninen orogenia, Satakunta

Paulamäki, S. & Paananen, M. 2001. Structure and geological evolution of the bedrock at southero Satakunta, SW Finland. Posiva Oy, Work Report 2001-09, 118 p. EXTENDED ABSTRACT The oldest rocks in southern Satakunta area, SW Finland, are supracrustal rocks, which consist mainly of migmatized mica gneisses, metasedimentary in origin, being deformed and metamorphosed during the Svecofennian orogeny 1900-1800 million years ago. In the northeastero part of the area they belong to the psammitic migmatite belt, whereas the southwestern part of the area belongs to the pelitie migmatite belt. The pelitie and psammitic migmatite belts can be distinguished on the basis of predominant granitic and trondhjemitic to granodioritic leucosomes, respectively. Mafic and intermediate volcanics occur as rare narrow zones. The mica gneisses are intruded by 1890-1880 million years old plutonic rocks, which consist of trondhjemites, tonalites and granodiorites, occurring conformably with the structures of the mica gneisses. Coarse-grained granites and pegmatites are present in other rocks, migmatizing them or occurring as cross-cutting veins. The northero part of the anorogenic Laitila rapakivi batholith, about 15 80 million years in age, is located in the area. The Eurajoki rapakivi stock, which is somewhat younger than the Laitila batholith, is a satellite massif to the Laitila batholith, and can be divided into two types, horoblende-bearing Tarkki granite and younger, light-coloured Väkkärä granite. The Jotnian Satakunta sandstone, at least 1400-1300 million years in age, is a fluvial sediment formation deposited in a deltaic environment and preserved in a NW SE trending graben or rift valley. The sandstone is cut by Postjotnian olivine diabase dykes, 1270-1250 million years in age. Lake Sääksjärvi in the northeastern part of the area is an impact crater of early Cambrian age. The rocks of both the pelitie and psammitic migmatite belts have undergone a polyphasic deformational history. The oldest structure is the St biotite foliation parallel to the bedding ( deformation phase D 1 ). Due to intensity of the later deformations it is only found in the hinge zones of some F2 folds and as inclusion trails in porphyroblasts. Bedding and S 1 foliation are deformed by F 2 folds of the deformation phase D2. In the pelitie migmatite belt F 2 folding is recumbent and isoelinai to tight. The recumbent attitude ofthe folds suggests thrust tectonics. However, no major thrust zones have been identified. The F2 folds are approximately coevai with the 1890-1880 million years old granitoids. Comparing to the pelitie migmatite belt, F 2 folding of the same age in the psammitic migmatite belt has a vertical axial plane. s2 biotite foliation with tectonic/metamorphic segregation is the most dominant foliation in the area. Both D 1 and D2 structures are deformed by the regional F3 folding of the deformation phase D3. The fold axes is generally horizontal or moderately plunging. Axial planes of folds are usually vertical but locally also overturned and recumbent folds exist. Fold limbs are often strongly sheared. The age of this deformation in the pelitie migmatite belt is elo se to the late orogenic microcline granites (1840-1830 million years ).

Both the pelitie and the psammitic migmatite belts are characterised by a high temperature, low-pressure metamorphism, the peak metamorphism occurring at temperatures of 700 to 800 C and pressures of 4 to 6 kbar. ln the psammitic migmatite belt the age of the metamorphism is about 1885 million years. ln the pelitie migmatite belt the earlier metamorphism is overprinted by a younger high-temperature event, 1860-1810 million years in age, characterised by microcline granites dated at 1840-1830 million years. A plate tectonic model is applied to the development of the Svecofennian rocks. The supracrustal rocks of the study area represent sedimentation in two separate island arc environments, the rocks of the psammitic migmatite belt and thepelitie migmatite belt belonging to the central Finland and southern Finland continental arcs, respectively. Rifting of the early Svecofennian, Proterotzoic protocrust occurred before 1910 million years, and the oceanic crust was consumed by subduction both toward north and south, producing the central and southern Finland continental arcs, respectively. Collision of these continental arcs took place 1890-1880 million years ago, during which the southern Finland arc was emplaced over the central Finland arc and the rocks were metamorphosed for the first time. A possible suture zone is located in the southern part of the psammitic migmatite belt. ln the next stage, 1860-1810 million years ago, mafic underplating caused the second high-temperature metamorphic event and partial melting of the sedimentary rocks in southern Finland, producing the late-orogenic microcline granites. Subjotnian rapakivi granites associated with mafic rocks, Jotnian Satakunta sandstone formation and Postjotnian diabase dikes represent the cratonisation stages of the Svecofennides. Rapakivi granites and related mafic rocks were generated in an anorogenic extensional regime by partial melting of the upper mantle and lower crust. The Satakunta sandstone formation has been preserved in a graben structure, which has been interpreted as a thermal subsidence basin that resulted from cooling of the extended litosphere and underlying rapakivi granite. The rapakivi granite and the sandstone are cut by oli vine diabase dikes, which represent the feeding channels of Postjotnian flood basalts. However, no such volcanic rocks have preserved in the area. The intrusion of the diabase dikes caused the sinking of the graben after the sedimentation of the sandstone. ln the Bothnian Sea basin the Jotnian sandstone is overlain by Upper Vendian to Upper Silurian sedimentary rocks, which, however, have not been preserved in the study area. Key words: Migmatites, plutonic rocks, rapakivi granites, sandstone, olivine diabase, deformation, metamorphism, geophysics, crustal structure, Precambrian, plate tectonics, Svecofennian orogeny, Satakunta, SW Finland

SISÄLLYSLUETTELO TIIVISTELMÄ EXTENDED ABSTRACT ALKUSANAT.... 1 JOHDANTO... 3 2 SUOMEN KALLIOPERÄNPÄÄPIIRTEET... 5 3 ETELÄISEN SATAKUNNAN KALLIOPERÄN PÄÄPIIRTEET... 7 4 TUTKIMUSALUEEN KALLIOPERÄ... 10 4.1 Kivilajit... 10 4.1.1 Peliittinen migmatiittivyöhyke... 10 4.1.2 Psammiittinen migmatiittivyöhyke... 13 4.1.3 Rapakivigraniitti... 17 4.1.4 Satakunnan hiekkakivi... 22 4.1.5 Sub- ja postjotuniset diabaasijuonet... 23 4.1.6 Säälesjärven meteoriittikraatteri... 26 4.2 Kallioperän deformaatio... 28 4.2.1 Peliittinen migmatiittivyöhyke... 28 4.2.2 Psammiittinen migmatiittivyöhyke... 35 4.2.3 Rapakivigraniittien ja niitä nuorempien kivien rakenteet... 42 4.2.4 Yhteenveto... 43 4.3 Metamorfoosi... 44 4.4 Kivilajien geofysikaaliset ominaisuudet... 49 4.4.1 Magneettinen kartta... 49 4.4.2 Rapakivet... 49 4.4.3 Satakunnan hiekkakivi... 51 4.4.4 Postjotuniset diabaasit... 53 4.4.5 Säälesjärven meteoriittikraatteri... 54 4.4.6 Kivilajien petrafysikaaliset ominaisuudet... 55 4.5 Tutkimusalueen kallioperän malmipotentiaali... 57 5 KUOREN SYVÄRAKENNE TUTKIMUSALUEELLA... 59 6 TUTKIMUSALUEEN GEOLOGINEN KEHITYSHISTORIA... 65 6.1 Suomen kallioperän kehityksen pääpiirteet.... 65 6.2 Etelä-Suomen kallioperän kehityshistoria... 69 6.2.1 Svekofennisen pääalueen yksiköt... 69 6.2.2 Kuoren repeäminen ja saarikaarikompleksi en muodostuminen... 71 6.2.3 Kaarikompleksien törmääminen... 74 6.2.4 Subjotuniaika... 79 6.2.5 Jotuniaika... 81 6.2.6 Kallioperän myöhäiset kehitysvaiheet.... 83 7 YHTEENVETO... 85 8 KIRJALLISUUSLUETIELO... 89 LIITTEET... 105

ALKUSANAT Tämä raportti on tehty Posiva Oy:n tilauksesta (tilaus no. 9591/00/ AJH) Geologian tutkimuskeskuksen ydinjätteiden sijoitustutkimusyksikössä. Tilaajan puolesta työn ohjaukseen ovat vastuuhenkilöinä osallistuneet Aimo Hautajärvi ja Timo Äikäs Posiva Oy:stä sekä Pasivan konsulttina Pekka Anttila Fortum Engineering Oy:stä. Geologian tutkimuskeskuksen puolesta yhdyshenkilöinä ovat olleet toimialapäällikkö Paavo Vuorela ja raportin tekijät. Raportti on laadittu Olkiluodon tutkimusalueen tutkimuksiin GTK:ssa osallistuneiden tutkijoiden yhteistyönä, ja se perustuu eteläisen Satakunnan kallioperästä olemassa oleviin geologisiin ja geofysikaalisiin tutkimusaineistoihin. FM Seppo Paulamäki on kirjoittanut kappaleet 1-4.3, 4.5, 6 ja 7 ja TkL Markku Paananen kappaleet 4.4 ja 5. Käsikirjoituksen ennakkotarkastukseen GTK:ssa ovat osallistuneet tutkimuksen kohteena olevalla alueella tutkimuksia tehneet tutkimusprofessori, FT Kalevi Korsman, erikoistutkija, FT Veli Suominen, erikoistutkija, FL Matti Pajunen, geologi, FM Pekka Pihlaja, geologi, FM Arja Lehtonen ja erikoistutkija (geofysiikka), Dl Seppo Elo. Mainitut henkilöt ovat tehneet raporttiin rakentavia parannusehdotuksia. Matti Pajunen ja Pekka Pihlaja ovat lisäksi antaneet tekijöiden käyttöön vielä julkaisematonta tutkimusaineistoa.

3 1 JOHDANTO Teollisuuden Voima Oy ja Fortum Power and Heat Oy (aiemmin hnatran Voima Oy) valmistautuvat käytetyn ydinpolttoaineen loppusijoittamiseen syvälle Suomen kallioperään. Niiden vuonna 1996 perustama yhteisyritys Posiva Oy hoitaa käytetyn polttoaineen loppusijoituksen paikkatutkimuksia ja muita loppusijoitukseen liittyviä tutkimuksia. Posiva tulee tulevaisuudessa hoitamaan myös loppusijoitustilojen rakentamisen ja toiminnan. Vuodesta 1987 lähtien useilla tutkimusalueilla tehtyjen paikkatutkimusten perusteella Posiva jätti keväällä 1999 valtioneuvostolle periaatepäätöshakemuksen käytetyn ydinpolttoaineen loppusijoituslaitoksen rakentamisesta Eurajoen Olkiluotoon. Myönteisen periaatepäätökseen tarvitaan Säteilyturvakeskuksen myönteinen turvallisuusarvio sekä sijaintikunnan kunnanvaltuuston myönteinen päätös. Kapselointilaitos ja loppusijoitustilat aiotaan rakentaa vuoden 2010 jälkeen siten, että loppusijoitus voidaan aloittaa 2020-luvulla. Tämä kirjallisuustutkimus on tehty Pasivan toimeksiannosta ja siinä on koottu yhteen olennainen olemassa oleva geologinen ja geofysikaalinen tutkimustieto Olkiluodon laajan ympäristön kallioperästä. Tutkimus tulee toimimaan pohjana myöhemmin tehtäville alueellisille kallioperätutkimuksille, joiden avulla täydennetään tietämystä Olkiluodon tutkimusalueen kallioperästä ja sen kehityksestä. Tutkimuksen kohteena oleva alue käsittää 1:100 000 karttalehdet 1132 Rauma, 1134 Kokemäki, 1141 Luvia ja 1143 Pori (kuva 1). Geologian tutkimuskeskuksen tietokannoista sekä yliopistojen julkaisu- ja opinnäyteluetteloista on haettu kaikki alueen kallioperää koskeva tieto. Tämän lisäksi työssä on ollut mahdollista käyttää apuna alueella tutkimusta tehneiden tutkijoiden asiantuntemusta. Kaiken tämän tietämyksen pohjalta on laadittu kuvaus eteläisen Satakunnan kallioperän kivilajeista, rakenteesta ja geologisesta kehityshistoriasta. Alueen kallioperän syvärakennetta on tarkasteltu syväseismisten BABEL-profiilien ja GGT-SVEKA-hankkeen tulosten pohjalta, joissa on yhdistetty geofysikaalinen (seisminen, sähköinen, gravimetrinen, terminen, magneettinen ja petrofysikaalinen) tieto geologiseen tietoon (litologia, rakennegeologia, metamorfoosi, isotoopit ja geokemia). Geofysikaalinen luonnehdinta perustuu alueen aeromagneettisen kartan tarkasteluun sekä lukuisiin alueelta julkaistuihin tulkintatöihin, joissa on selvitetty lähinnä rapakivien, diabaasien ja hiekkakiven ominaisuuksia ja esiintymistä. Lisäksi aluetta koskeva petrafysikaalinen tieto on koottu GTK:n rekisteristä. Raportissa käytettyjen keskeisten geologisten termien selitykset on esitetty liitteessä 1.

4 --- (? GTK 2QfJO Kuva 1. Tutkimusalueen sijainti ja rajaus (1:100 000 karttalehdet 1132 Rauma, 1134 Kokemäki, 1141 Luvia ja 1143 Pori). Karttapohja Maanmittauslaitos, lupa nro 13/MYY/01.

5 2 SUOMEN KALLIOPERÄN PÄÄPIIRTEET Suomen kiteinen kallioperä (kuva 2) kuuluu laajaan prekambrikautiseen Fennoskandian kilpialueeseen. Kallioperä voidaan karkeasti jakaa kolmeen alueeseen, arkeeiseen, karjalaiseen ja svekofenniseen. Suomen vanhinta kallioperää on Itä- ja Pohjois Suomessa sijaitseva arkeeinen alue, jossa kivilajit ovat iältään 3100-2500 miljoonaa vuotta. Vanhin vielä tunnistettavissa oleva mantereellinen kuori muodostui 3100-2900 miljoonaa vuotta sitten (Gaal & Gorbatchev 1987). Sille ovat luonteenomaisia granitoidit ja migmatiittiset gneissit, jotka ovat koostumukseltaan graniitteja, granodioriitteja ja tonaliitteja. Arkeeisen alueen orogenisen päävaiheen aikana alueelle muodostui kapeita vihreäkivivyöhykkeitä, jotka koostuvat emäksisistä ja ultraemäksisistä metavulkaniiteista ja metasedimenteistä. Vanhimpia granitoideja ja migmatiitteja sekä vihreäkivivyöhykkeitä leikkaavat koostumukseltaan tonaliiteista graniitteihin vaihtelevat granitoidit, jotka ovat iältään 2760-2680 miljoonaa vuotta. Kaikkia näitä kivilajeja leikkaavat varhaisproterotsooiset, 2450-2300 miljoonaan vuoden ikäiset kaligraniitit ja 2400-1970 miljoonaa vuotta vanhat diabaasijuonet (Luukkonen 1992). Arkeeisen vaiheen jälkeen kuoressa tapahtui voimakasta repeilyä, johon liittyvä mafmen magmatismi näkyy 2440 Ma ikäisinä kerrosintruusioina Lapissa ja Koillismaalla (mm. Alapieti 1982) ja niitä vastaavina mafisina juoniparvina (Vuolla 1994). Arkeeisen kallioperän repeilyn yhteydessä kerrostui repeämien pohjalle hiekkoja ja savia, joista myöhemmin muodostui kvartsiitteja ja fylliittejä. Karjalaisen alueen muodostumien alaosat koostuvat arkeeisen pohjan päälle kerrostuneista Sariola-, Kainuu- ja Jatuli -ryhmien metasedimenteistä, joita leikkaavat 2200-2000 miljoonaa vuotta vanhat metadiabaasijuonet. Jatuli-ryhmän kivilajien (kvartsiitteja ja sedimentäärisiä karbonaattikiviä) päällä on syvän veden ympäristössä kerrostuneita Kaleva-ryhmän metasedimenttejä. Kalevaan liittyvät läheisesti mafisista kivistä koostuvat ofioliittikompleksit, jotka edustavat muinaista merenpohjaa. Edellä mainitut ryhmät ovat kerrostuneet diskordantisti arkeeisen kratonin päälle ja deformoituneet ja metamorfoituneet svekofennisen vuorijonopoimutuksen aikana. V altaosan maan etelä- ja keskiosasta käsittää varhaisproterotsooinen svekofenninen alue, joka koostuu pääosin merellisessä ympäristössä kerrostuneista metasedimenteistä ja saarikaarityyppisistä metavulkaniiteista sekä niitä leikkaavista eri-ikäisistä granitoideista. Sen pitkä geologinen kehitys kulminoitui svekofennialaiseen vuorijonomuodostukseen 1900-1800 miljoonaa vuotta sitten (Korsman & Koistinen 1998). Samanaikaisesti tunkeutui kuoreen suuri määrä lähinnä kvartsidioriitti- ja granodioriittikoostumuksellisia syväkiviä. Myöhemmässä vaiheessa syntyi kalirikkaita graniitteja, jotka muodostavat migmatiitteja vanhempien kivilajien kanssa. Vuorijonomuodostuksen jälkeisiä muodostumia ovat rapakivigraniitit (1650-1540 miljoonaa vuotta) ja ns. jotunilaiset sedimenttikivet (ikä 1400-1300 miljoonaa vuotta; Kouvo 1976), joita leikkaavat 1270 1260 miljoonaa vuotta vanhat oliviinidiabaasijuonet. Nuorimpia prekambrisen kallioperän kivilajeja ovat Sallan ja Laanilan 1100 ja 1000 miljoonaa vuotta vanhatjuonikivet. Kambrikauden alkuun mennessä (noin 600 miljoonaa vuotta sitten) kallioperä oli eroosion vaikutuksesta kulunut jo lähes nykyiseen tasoonsa.

6 Suomen kallioperä Kaledoniidian vuorijonoon kuuluvat muodostumat: 1 Eri alkuperää olevia liuskaita, gneissajä ja intrusiivikiviä Palaotsooisat muodostumat: 2 - Alka6kivaä (livaaral ja karbonatiittia (Soklil 3 a Karrbrikaudan hiekkakiveä ja saviliusketta Myöhäisprotarotsooisat muodostumat: 4 Vendikaudan hiekkakiveä ja saviliusketta Kaskiprotarotsooisat muodostumat: 5 ~ Dolerittijuonia, Pohjois-Suomi 6 - Jotunisia doleriittisia kerrosmyötäisiä juonia 7 E3 Jotunista hiekkakiveä ja saviliusketta 8 Rapakiveä 9 - Gabro-anortosiittia 10 ~ Alajotunisia dolerittijuoniparvia Varhaisprotarotsooisat muodostumat: 11 Kvartsittie ja konglomaraattia. Lapin moiaasi 12 - Postorogaanisia graniittisia kiviä, n. 1800 milj. v. 13 Myöhäisorogeenisia granittaja, 1850 1800 nilj. v. 14 D Grrittia ja granodioriittia, 1880-1860 milj. v. 15 - Pyroksaanipitoista graniittiaja montsoniittia, 1885-1870 milj. v. 16 D Granodioriittia, 1890 miq. v. 17- Gabro-dioriittia, 1890 1870 nilj. v. 18 Tonaliittia, 1920-1910 milj. v. 19 D Kiilleliusketta ja migmatiittia 20 D Kiillaliuskatta 21 - Metavulkaniittaja, 1920-1880 mi~. v. 22 - Swpantiniittiä ja muita ofiofiittiko1111laksin kiviä, n. 1960 nilj. v. 23 Granaattigneissii ja dioriittia; Lapin 11anuliittivyöhyke 24 D Anortosiittia 25 Swntautunutta gabroa ja granodiorittia, 1950-1930 nilj. v. 26 Gnaissimäistä graniittiajasarvivälkegnaissii 27 D Kvartsiittia ja konglomaraattia 28 - Matavulkaniittia ja kiilaliuskatta, Kittilän muodosturna 29 - Kalkkisilikaattikivai, mustaliusketta, vulkaanisia välikerroksia 30 D Kvartsittia välikarroksin, n. 2300-2000 nilj. v. \' 31 - Karrosintrwsioita, 2440 m~. v. V 32 Metavulkaniitteja, 2500-2000 milj. v. Arkaaisat muodost1111at: 33 D Myöhiisarkaeisia 11aniittisia kiviä 34 D Vihreäkiviassosiaation metavulkritt~a 35 D Vihreikiviassosiaation matasadimantteji 36 D Siatiitti ± sarvivälkegneissiä ja nigmatiittia 37 D T onaliitti trondhjaniittignaissiä ja mi!1"1tiittia -... Siirroksia ja ylityöntövyöhykkaitä c:::; Kirrberliittialuaita * l~aktilaavaa tai mateoriitin isk.-näkohta 100 200 km Kuva 2. Suomen kallioperä. Yksinkertaistettu Suomen kallioperäkartasta 1: 1000 000 (Korsman et al. 1997).

7 3 ETELÄISEN SATAKUNNAN KALLIOPERÄN PÄÄPIIRTEET Tutkimusalueen ympäristön kallioperäkartta (kuva 3 ja liite 2) kattaa Rauman (1132), Kokemäen (1134), Luvian (1141) ja Porin (1143) 1:100 000 kallioperäkarttalehdet. Tutkimuksen kohteena olevan alueen kallioperä koostuu svekofennisistä liuskeista ja syväkivistä, rapakivigraniitista, Satakunnan hiekkakivestä sekä oliviinidiabaasista. Kivilajien jatkumista syvyyssuunnassa on arvioitu kolmella tutkimusalueen poikki kulkevalla leikkausprofiililla (liitteet 3-5). Alueen vanhimpia kivilajeja ovat pintasyntyiset kivilajit, jotka metamorfoituivat ja deformoituivat svekokarjalaisen vuorijonomuodostuksen aikana 1800-1900 miljoonaa vuotta sitten. Satakunnan hiekkakivialueen lounaispuolella suurin osa näistä on vaihtelevasti migmatoituneita, peliittisiä (savisyntyisiä) kiilleliuskeita ja -gneissejä (Suominen et al. 1997), jotka ovat osa ns. peliittistä migmatiittivyöhykettä (ks. Korsman et al. 1999) (kuva 4). Migmatiittien nuorempi osa (neosomi) on useimmiten graniittista ainesta, joka esiintyy liuskeisuuden suuntatsma suonina. Hiekkakivialueen koillispuolella olevat pintakivilajit kuuluvat Porin seudulta Vammalan kautta Mikkelin alueelle ulottuvaan ns. psammiittiseen migmatiittivyöhykkeeseen (tunnetaan myös nimellä tonaliittimigmatiittivyöhyke) (ks. Korsman et al. 1999), jossa migmatiittien vanhempi osa (paleosomi) on psammiittinen (hiekkasedimentti) ja nuorempi aines tonaliittia ja granodioriittia. Kiillegneissien ohella esiintyy kapeina vyöhykkeinä emäksisiä ja intermediäärisiä vulkaniitteja, jotka nykyasussaan ovat amfiboliitteja, uraliittiporfyriittejä ja sarvivälkegneissejä. Yksi alueen rakenteellisista pääpiirteistä on noin 70 km pitkä ja satoja metrejä leveä Kynsikankaan siirrosvyöhyke (Pietikäinen 1994, Veräjämäki 1998). Alueen syväkivet ovat suurimmaksi osaksi granodioriitteja ja tonaliitteja sekä graniitteja ja pegmatiitteja. Tummempia kivilajeja, gabroja ja dioriitteja, esiintyy yleensä vain pieninä sulkeumina. Granodioriitit ja tonaliitit ovat asettuneet paikalleen ennen alueellisen deformaation huippua, joten niissä samansuuntainen liuskeisuus kuin kiillegneisseissä (Suominen et al. 1997). Graniitit ja pegmatiitit ovat yleensä heterogeenisia ja sisältävät runsaasti kiillegneissisulkeumia. Ne esiintyvät yleensä selvästi leikkaavasti, mutta ovat myös migmatisoi vana aineksena kiillegneisseissä. Alueen eteläosa koostuu laajaan Laitilan rapakivimassiiviin kuuluvasta rapakivigraniitista, joka asettui paikalleen noin 1580 miljoonaa vuotta sitten (Vorma 1976, Vaasjoki 1996a). Laitilan rapakiveen liittyy ns. satelliittiesiintymänä Eurajoen rapakivistokki, joka jakaantuu kahteen päätyyppiin, sarvivälkepitoiseen, tasarakeiseen Tarkin graniittiin ja sitä nuorempaan, porfyyriseen Väkkärän graniittiin (Haapala 1977). Satakunnan hiekkakiven yläosa on kerrostunut mahdollisesti 1300-1400 miljoonaa vuotta sitten (Kouvo 1976), mutta sedimenttialtaan kehittyminen on saattanut alkaa jo huomattavasti aikaisemmin, rapakivien paikalleenasettumisen aikana (Kohonen et al. 1993 ). Sen suurin paksuus on vähintään 600 m, mahdollisesti jopa 1800 m. Kaikkia edellä kuvattuja kivilajeja leikkaavat 1250-1270 miljoonaa vuotta vanhat (Suominen 1991) oliviinidiabaasijuonet. Alueen harvinainen erikoisuus on Sääksjärven meteoriittikraatteri, joka on syntynyt meteoriitin törmäyksessä noin 560 miljoonaa vuotta sitten.

8 60.a... ~.. Jotuninen hiekkakivi D Paleoproterotsooinen Kainuun liuskevyöhyke - Peliittinen migmatiittivyöhyke, graniittinen neosomi Psammiittinen migmatiittivyöhyke, trondhjemiittinen neosomi Keski-Suomen granitoidikompleksi Pyhäsalmen primitiivinen saarikaari - D D ~ Arkeeinen vihreäkivivyöhyke Arkeeinen tonaliittis-trondhjemiittinen kuori Paleoproterotsooisia kivilajeja arkeeisen kuoren päällä Arkeeisen mantereen ja paleoproterotsooisen svekofennisen orogenian välinen rajavyöhyke - Subjotuninen rapakivigraniitti - Jormuan ofioliittikompleksi Kuva 4. Svekofennisen alueen geotektoniset yksiköt (Korsman et al. 1999) Ja tutkimusalueen sijainti. Kuva 3. Eteläisen Satakunnan kallioperä. Kartta on koottu 1: 100 000 kallioperäkarttalehdistä 1132 Rauma (Suominen & Torssonen 1993), 1134 Kokemäki (Hämäläinen 1994), 1141 Luvia (Pihlaja & Kujala 1994) ja 1143 Pori (Pihlaja 1994).

10 4 TUTKIMUSALUEEN KALLIOPERÄ 4.1 Kivilajit 4.1.1 Peliittinen migmatiittivyöhyke Pintakivilajit Vyöhykkeen kiillegneissit ovat sedimenttisyntyisiä, mihin viittaavat niissä paikoin havaittavat kvartsi-maasälpä- ja biotiittivaltaiset kerrokset (Suominen et al. 1997). Edelliset ovat alkuperältään hiekkaisia eli psammiittisia kerroksia, jälkimmäiset savisia eli peliinisiä kerroksia. Kaikki kiillegneissit ovat vaihtelevassa maann migmatntt1s1a (kuva 5). Niiden vanhemman osan eli paleosomin päämineraaleja ovat kvartsi, plagioklaasi, biotiitti ja usein myös kalimaasälpä. Metamorfisissa reaktioissa syntyneitä porfyroblastisia mineraaleja ovat paljain silmin havaittavat granaatti ja kordieriitti sekä biotiitti- ja kordieriittirakeiden sisällä vain mikroskooppisesti havaittava sillimaniitti. Eurajoen Olkiluodon kairausnäytteiden petrografisten ja geokemiallisten tutkimusten perusteella migmatiittien paleosomista voidaan omiksi tyypeikseen erottaa kiillegneissipaleosomit, kvartsiittipaleosomit ja amfiboliittiset paleosomit (Gehör et al. 1996). Kiillegneissi- ja kvartsiittipaleosomit ovat alkuperältään samaa sedimentaatioprosessia, jossa ensiksi mainitut edustavat hienoa, savipitoista materiaalia (peliittiä) ja jälkimmäiset karkeaa, hiekkaista materiaalia (areniitti). Näiden äärijäsenten välillä on jatkuva vaihettumissarja, mikä näkyy niin mineraalikoostumuksessa kuin kemiallisessa koostumuksessa. Mineraalikoostumuksessa tämä näkyy kvartsin määrän kasvuna ja biotiitin määrän vähenemisenä siirryttäessä peliittisistä kvartsiittisimpiin koostumuksiin (Gehör et al. 1996). K vartsiittipaleosomia edustavat kvartsi-maasälpägneissi- ja kvartsiittigneissiosueet, jotka tyypillisesti sisältävät yli 40% kvartsia, 20-50% plagioklaasia, korkeintaan 15% biotiittia ja alle 10% kalimaasälpää. Kvartsiittien joukossa on myös amfibolipitoisia tyyppejä, jotka ovat todennäköisesti syntyneet karrettumalla alkuperäisestä karbonaattipitoisesta sedimentistä (karsikvartsiitit). Amfiboliittiset paleosomit sisältävät kvartsia, plagioklaasia ja amfibolia. Jotkut paleosomit on tulkittu alkuperältään sekasedimenteiksi, joissa toisena komponenttina on ollut emäksinen tuhka ja toisena peliittinen aines (Gehör et al. 1996). Miginatiittisen kiillegneissin nuorempi osa eli neosomi on useimmiten graniittia, joka esiintyy kiven liuskeisuutta myötäilevinä suonina. Lisäksi esiintyy yleisesti pegmatiittista, juonimaista neosomia, joka useimmiten on paleosomin liuskeisuuden suuntaista. Neosomin päämineraaleina ovat kvartsi, plagioklaasi ja kalimaasälpä. Toisinaan siinä esiintyy samoja porfyroblastisia mineraaleja kuin paleosomissakin. Luvian karttalehdellä olevat kiillegneissit ovat muihin hiekkakivialueen lounaispuolella oleviin kiillegneisseihin verrattuna vain vähän neosomiainesta sisältäviä (P. Pihlaja, GTK, suullinen tiedonanto 2000). Kiillegneissin joukossa esiintyy täällä paikoin myös kiilleliusketta. Porfyroblastisena mineraalina esiintyy andalusiittia tai sen jäänteitä.

11 Mafisia pintakiviä, sarvivälkegneissejä ja amfibo1iitteja, esiintyy Rauman karttalehden lounaisosassa kapeina vyöhykkeinä. Sarvivälkegneissejä esiintyy yleensä 1-15 m leveinä raitoina granodioriitissa ja kvartsidioriitissa, mutta myös leveämpiä (100-300 m) vyöhykkeitä esiintyy. Ne vaihettuvat ilman selvää kontaktia sarvivälkepitoiseen kvartsidioriittiin ja myös kontakti kiillegneissiin voi olla vaihettuva muutaman metrin leveydeltä (Suominen et al. 1997). Amfiboliittia esiintyy sulkeumina tai kapeina, katkonaisina vyöhykkeinä, jotka ovat pisimmillään 150 m ja leveimmillään 10 m. Kiillegneississä on yksittäisiä mafisia raitoja sekä hieno- tai karkearakeisia pahkuja, murskaleita ja sulkeumia. Raidat, jotka ovat valtaosin uraliittiporfyriittiä ja amfiboliittia, esiintyvät Iiuskeisoutta myötäilevästi ja lienevät alkuperältään vulkaanisia välikerroksia (Suominen et al. 1997). Syväkivet Suurin osa peliittisen migmatiittivyöhykkeen syväkivistä on graniitteja ja pegmatiitteja sekä granodioriitteja ja tonaliitteja. Tummempia kivilajeja, gabroja ja dioriitteja, esiintyy yleensä vain pieninä sulkeumina. Alueen laajimmat syväkivimuodostumat koostuvat trondhjemiiteista, tonaliiteista ja granodioriiteista (Suominen et al. 1997). Eri kivilajien välillä ei ole teräviä kontakteja, vaan ne vaihettuvat vähitellen toisikseen, ja siksi niitä ei ole erotettu toisistaan kuvan 3 kartassa. Ryhmän vaaleinta kiveä edustava trondhjemiitti on keskirakeista ja suuntautumatonta tai heikosti liuskeista. Se esiintyy pegmatiitin ja paikoin apliitin breksioimina ja leikkaamina murskaleina ja osueina. Rauman edustalla olevalla vyöhykkeellä kivi on tummaa tonaliittia tai kvartsidioriittia. Granodioriitit ja tonaliitit ovat hieno- keskirakeisia ja tasarakeisia (kuva 6), joskin vaaleat mineraalit, kalimaasälpä ja plagioklaasi esiintyvät usein muita mineraaleja suurempina rakeina. Tummana mineraalina on biotiittia, usein myös vaihtelevassa määrin amfibolia. Tämä syväkiviryhmä sisältää myös asultaan gneissimäisiä granodioriitteja, joita esiintyy rajailtaan epämääräisinä vyöhykkeinä granodioriittien ja tonaliittien seassa. Ne ovat hieno- tai keskirakeisia, lähes aina sarvi välkepitoisia, ja niissä on millimetristä senttimetriin leveitä vaaleita ja tummia juovia (Suominen et al. 1997). Liuskeisuuspinnalta ne muistuttavat karkeaa kiillegneissiä, mutta ne eivät sisällä kiillegneisseille tyypillisiä porfyrob lasteja. Kartalla punaisella värillä merkitty graniitti muodostaa heterogeenisen kivilajiryhmän, jossa raekoko vaihtelee epämääräisesti graniitista pegmatiittiin ja väri vaaleasta punaiseen. Lisää heterogeenisuutta aiheuttavat lukuisat kivilajisulkeumat, joista yleisimpiä ovat erikokoisina suikaleina ja luiroina esiintyvät kiillegneissit. Granaattia ja joskus myös kordieriittia esiintyy paikoin jäänteenä assimiloituneista kiillegneissisulkeumista. Kemialliselta koostumukseltaan graniitit ovat lähinnä S-tyypin granitoideja (Suominen et al. 1997), joiden katsotaan syntyneen sedimenttisen aineksen osittaisen sulamisen tuloksena.

12 Kuva 5. Voimakkaasti migmatoitunut kiillegneissi (suonigneissi). Karttalehti 1132 08B; x = 6789 250, y = 1524 980. Valokuva Pasi Virtanen/GTK. Kuva 6. Granodioriitti, jossa on mafisia sulkeumia. Karttalehti 1132 04D; x = 6778 200, y = 1516 360. Valokuva Pia Fagerström/GTK.

13 4.1.2 Psammiittinen migmatiittivyöhyke Pintakivilajit Porin ja Luvian kartta-alueilla vallitsevat metasedimentit ovat peliittisiä tai psammiittisia, paikoin turbidiittisia ja eri tavoin migmatiittiutuneita kiillegneissejä, joissa suoniaines on pääasiassa trondhjemiittista (Pihlaja 2000) (kuva 7). Raitamigmatiittinen kiillegneissi sisältää paikoitellen kalkkisilikaattikerroksia ja kapeita amfiboliittikerroksia (Mancini et al. 1996a). Migmatiitin Al-rikkaissa osissa on mineraaliseurueena sillimaniitti-granaatti-kordieriitti-kvartsi-(kalimaasälpä). Kiillegneisseissä on paikoin arkoosigneissi- ja kvartsi-maasälpägneissivälikerroksia ja siellä täällä kapeita grafiitti- ja kiisuliuskejaksoja sekä grafiittia sisältäviä välikerroksia. Kiillegneissien yhteydessä, mm. Nakkilan koillispuolella ja Sääksjärven itäpuolella, on kapeina jaksoina vulkaniittisyntyisiä kivilajeja, jotka ovat koostumukseltaan pääasiassa emäksisiä tai intermediäärisiä. Paikoin nussa on nähtävissä pyroklastisia primäärirakenteita eli ne ovat ainakin osaksi muodostuneet tulivuorten tuhkasta ja heitteleaineksesta (Pihlaja 2000). Sääksjärven ympäristössä metavulkaniiteissa ( amfiboliiteissa) on mineraaliseurueena sarvi välke-diopsidi -plagioklaasikvartsi±titaniitti (Mancini et al. 1996a) Kokemäen karttalehtialueella kiillegneissien päämineraaleina ovat plagioklaasi, kvartsi ja biotiitti sekä paikoin kalimaasälpä ja granaatti (Veräjämäki 1998). Kiillegneissit ovat nykyasultaan vaihtelevasti migmatiittiutuneita suonigneissejä, joissa neosomi on graniittia tai granodioriittia. Graniittisen neosomin määrä lisääntyy etelään päin mentäessä, joten alue edustanee jonkinlaista vaihettumisvyöhykettä psammiittisesta peliittiseen migmatiittivyöhykkeeseen. Kiillegneissipaleosomissa ei ole havaittu kiven alkuperään viittaavia sedimentäärisiä primäärirakenteita, mutta siinä tavattava raitaisuus lienee kuitenkin alkuperäistä kerroksellisuutta. Alkuperäisen sedimenttiaineksen koostumusvaihtelusta ovat viitteenä myös paikoin kiillegneississä olevat kvartsimaasälpäliuskevälikerrokset. Välikerroksina esiintyy myös yleisesti ainesta, joka on alkuperältään tulivuoren tuhkaa, ja paikoin kapeita kiisupitoisia liuskeita. Kiillegneississä on paikoin yleisesti kalkkikonkreetioita, jotka ovat usein kehärakenteisia, mutta varsinaisia kalkkikivikerroksia ei ole tavattu (Veräjämäki 1998). Paikoin kiillegneississä on ultramafisia ja mafisia syväkivimurskaleita. Kynsikankaan siirrosvyöhykkeessä esiintyy orto- ja ultramyloniitteja sekä silmägneissejä (Pietikäinen 1994) (kuva 8). Myloniittien liuskeisuus on lähes samansuuntainen kuin suonigne1ss1en liuskeisuus, ja megakrysteinä esiintyy migmatiittien paleosomin muodostavien kivilajien fragmentteja. Siirrosvyöhykkeen kontakti sen koillispuolella olevaan alueeseen nähden on terävä, mutta sen lounaispuoliseen alueeseen nähden epäselvä. Vulkaanisperäisiä kivilajeja alueella ovat metatuffit ja lapillituffit, meta-agglomeraatit, sarvivälkegneissit ja amfiboliitit sekä mahdollisesti kvartsimaasälpägneissit (Veräjämäki 1998). Kuvan 3 kartalla vain viimeksi mainittu on erotettu omaksi ryhmäkseen ja muut on luokiteltu emäksisiksi tai intermediäärisiksi vulkaniiteiksi.

14 Metatuffit, lapillituffit ja meta-agglomeraatit ovat alkuperältään tulivuorten heitteleainesta, ja ne esiintyvät kapeina, alle 500 metrin levyisinä ja alle 10 kilometrin pituisina jaksoina. Metatuffit ovat hienorakeisia, kerroksellisia kiviä, joiden kerrospaksuudet ovat 1-5 cm. Kerroksellisuus ilmenee tummien ja vaaleiden mineraalien määrän ja koon vaihteluna. Lapillituffeja esiintyy alle metrin paksuisina kerroksina tuffien joukossa. Lapillituffeilla on hienorakeinen perusmassa, jossa esiintyy 2-3 mm:n kokoisia plagioklaasi- ja sarvivälkekiteytymiä, lapilleja. Metatuffien ja lapillituffien koostumus vaihtelee emäksisestä happamaan. Emäksisten kivien päämineraaleina ovat sarvivälke, plagioklaasi ja kvartsi, intermediääristen ja happamien plagioklaasi, kvartsi, biotiitti ja sarvivälke, joskus myös kalimaasälpä, titaniitti ja kloriitti. Kemialliselta koostumukseltaan metatuffit ja lapillituffit ovat yleensä andesiitteja. Metatuffeihin ja lapillituffeihin liittyy läheisesti meta-agglomeraatteja, jotka ovat tulivuorenpurkauksessa ilmaan lentäneistä osaksi sulista magmaroiskeista ja osaksi kiinteistä kivenkappaleista syntyneitä kivilajeja. Meta-agglomeraatteja esiintyy kapeina, yleensä alle kolmen metrin paksuisina kerroksina. Niiden sisältämät heitteleet ovat voimakkaasti deformoituneita ja yleensä koostumukseltaan intermediäärisiä. Heitteleiden välinen perusmassa on hienorakeista tuffia. Sarvivälkegneissejä ja amfiboliitteja esiintyy kapeina jaksoina ja välikerroksina muissa pintakivilajeissa sekä pieninä sulkeumina syväkivissä. Vaikka näiden kivilajien alkuperäiset rakennepiirteet ovat poimutuksessa hävinneet, ne lienevät alkuperältään vulkaanisia kivilajeja, joissa on paikoin mukana sedimenttistä ainesta. Amfiboliitit koostuvat pääosin sarvivälkkeestä ja plagioklaasista. Sarvivälkegneisseissä on niiden lisäksi kvartsia ja biotiittia, ja niissä raekoko on kasvanut amfiboliitteihin verrattuna. Kvartsimaasälpägneissit ovat pienirakeisia, paikoin raitaisia kiviä, joiden mineraloginen koostumus vaihtelee raidoittain. Päämineraaleina ovat kvartsi, plagioklaasi, biotiitti ja kalimaasälpä. K vartsimaasälpägneisseissä on sarvivälkehajarakeita sisältäviä välikerroksia, mikä viittaa siihen, että ne ainakin osaksi ovat alkuperältään vulkaanisia.

15 Kuva 7. Migmatiittista kiillegneissiä (suonigneissiä). Hyve1ä, Pori. Karttalehti 1143 03; x = 6827 830, y = 1543 150. Valokuva Hannu Kujala/GTK. Kuva 8. Kynsikankaan siirrosvyöhykkeen katak1astista, granaattipitoista kiillegneissiä. Häyhtiönmaa, Kokemäki. Karttalehti 1143 08; x = 6811 950, y = 1566 770. Valokuva Hannu Kujala/GTK.

16 Syväkivet Kokemäen kartta-alueen syväkivet ovat pääosin granodioriitteja ja tonaliitteja, ja niihin liittyy pieniä peridotiitti-, gabro-, dioriitti- ja kvartsidioriitti-intruusioita (Veräjämäki 1998). Gabrot ja dioriitit esiintyvät yleensä kallioperän rakenteita myötäilevinä intruusioina tai lukuisina liuskeisuuden suuntaisina sulkeumina ja breksiamurskaleina. Gabrot ja dioriitit ovat keskirakeisia kivilajeja, joiden päämineraaleina ovat sarvivälke, plagioklaasi ja biotiitti. Granaattia, apatiittia, augiittia ja kummingtoniittia voi paikoin esiintyä päämineraaliksi laskettavia määriä. Granodioriitit ja tonaliitit esiintyvät laajoina massiiveina ja pienempinä intruusioina. Niissä on runsaasti ympäristön kivilajien sulkeumia ja ne esiintyvät lisäksi juonina ja suonina liuskeissa, muodostaen niiden kanssa migmatiitteja. Granodioriitit ja tonaliitit ovat yleensä suuntautuneita ja paikoin hiertyneitä ja myloniittiutuneita. Päämineraaleina ovat plagioklaasi, kvartsi, kalimaasälpä, biotiitti ja sarvivälke. Kalimaasälpä on yleensä sekundääristä, ja sen määrä näyttää riippuvan graniitin läheisyydestä. Graniitit ja karkearakeiset pegmatiittiset graniitit esiintyvät juonina ja suonina ja muodoiltaan epämääräisinä pahkuina liuskeissa ja muissa syväkivissä. Laajempina alueina esiintyvissä graniiteissa on muita kivilajeja sulkeumina ja murskaleina. Kokemäen karttalehtialueelle on tyypillistä, että graniitti on tunkeutunut jo ennestään migmatiittiutuneeseen kiviainekseen. Satakunnan hiekkakivialueen koillispuolella Porin ja Luvian kartta-alueilla syväkivet ovat valtaosin tonaliitteja ja kvartsidioriitteja (Pietikäinen 1994, Pihlaja 2000). Vähemmän deformoituneissa ja muuttuneissa tonaliiteissa mafisena päämineraalina on sarvivälke. Deformoitumisen ja muuttumisen lisääntyessä biotiitti tulee runsaammaksi ja kivi lähestyy mineraalikoostumukseltaan trondhjemiittia. Sulkeumina esiintyy mafisia syväkiviä, amfiboliitteja ja kiillegneissiä. Gneissimäiset tonaliitit (kuva 9) ja varsinkin migmatiittiset tonaliitit ovat heterogeenisia ja niissä on eri asteisia osittain sulaneita liuskekappaleiden jäänteitä. Porin ja Luvian karttalehdillä on graniittisia kivilajeja varsin vähän. Ne ovat lähinnä mikrokliini- ja pegmatiittigraniitteja, jotka esiintyvät pieninä intruusioina migmatiiteissa ja myös tonaliittisissa syväkivissä (Pihlaja 2000). Vallitsevia ovat pegmatiittiset muunnokset, joista laajimmat sijaitsevat hiekkakivimuodostuman itäreunalla ja Luvian saaristossa. Pegmatiittia on lisäksi yleisesti pieninä pahkuina, leikkaavina juonina ja suonina kiillegneisseissä, tonaliiteissa ja kvartsidioriiteissa. Porin pohjois- ja itäpuolella esiintyy useita pieniä mafisia ja ultramafisia, usein differentioituneita intruusioita kiillegneisseissä, mutta myös sulkeumina tonaliiteissa. Ne vaihtelevat koostumukseltaan peridotiiteista, pyrokseniiteista ja homblendiiteistä gabroihin ja dioriitteihin (Mäkinen 1987, Mancini et al. 1996a ja 1996b ). Porin pohjoispuolella oleva Hyveiän intruusio on koostumukseltaan kehärakenteinen (Mäki 1982). Sen mafisimmat kivet (noriitteja) sijaitsevat intruusion keskellä, koostumuksen muuttuessa happamampaan suuntaan reunoja (kummingtoniittigabroja) kohti. Intruusiossa on pieni Ni-Cu-mineralisaatio. Hyveiästä itäänpäin sijaitseva Rottapäkin intruusio koostuu lherzoiiiteista, joiden päämineraalit ovat oiiviini, ortopyrokseeni ja

17 klinopyrokseeni. Harjavallan koillispuolella SIJaitseva paljastumaton Sääksjärven intruusio on enimmäkseen metaperidotiittia ja koostuu oli viinista, amfibolista ja ortopyrokseenista (Mancini et al. 1996a ja b ). Kuva 9. Gneissimäinen tonaliitti. Lutajärvi, Lavia. Karttalehti 1143 12; x = 6827 340, y = 1573 650. Valokuva Hannu Kujala/GTK. 4.1.3 Rapakivigraniitti Tutkimusalueen rapakivigraniitit ovat osa Laitilan rapakivibatoliittia, joka asettui paikalleen noin 1580 miljoonaa vuotta sitten (Vaasjoki 1977). Painovoimamittausten (Lauren 1970) perusteella batoliitin keskimääräinen paksuus on 5 km, mutta nousee juuriosalla noin 20 kilometriin. Nykyinen eroosiotaso on ilmeisesti lähellä batoliitin kattoa (Varma 1989). Rapakiven kontaktit sivukiveä vasten ovat terävät ja kallioperän rakenteita jyrkästi leikkaavia (Veräjämäki 1998). Kontaktialueella rapakivessä on yleisesti sivukiven kappaleita. Laitilan rapakivibatoliitti koostuu useasta toisistaan asultaan ja mineralogiselta koostumukseltaan eroavasta osasta (Varma 1976), minkä lisäksi siihen kuuluu ns. satelliittiesiintymänä kahteen päätyyppiin jakautuva Eurajoen rapakivistokki (Haapala 1977). Kokemäellä, Satakunnan hiekkakivialueen koillispuolella oleva pieni erillinen Peipohjan rapakivistokki (Varma 1976) on geofysikaalisten tutkimusten perusteella yhteydessä Laitilan rapakivibatoliittiin (Lauren 1970, Elo 1982). Rapakivien kanssa samaan ikäryhmään kuuluu myös Söörmarkussa, Luvian kartta-alueella esiintyvä felsinen juoni (Pihlaja 2000).

18 Kokemäen karttalehtialueella Laitilan rapakivi voidaan jakaa neljään tyyppiin, jotka edustanevat rapakiven eri intruusiofaaseja: pyterliittinen rapakivigraniitti, porfyyrinen rapakivigraniitti, tasarakeinen rapakivigraniitti ja rapakivigraniittiporfyyri (V eräjäinäki 1998). Pyterliittinen rapakivi on tutkimusalueen ja koko Laitilan rapakivibatoliitin yleisin rapakivityyppi (Vorma 1976, Veräjämäki 1998). Sille ovat luonteenomaisia kalimaasälpäovoidit, joiden läpimitta on yleensä 2 4 cm (kuva 10). Kalimaasälpäovoideista puuttuu yleensä plagioklaasikehä, mikä on tyypillinen Viipurin rapakivibatoliitin viborgiittiselle rapakivelle. Plagioklaasikehällisiä ovoideja tavataan kuitenkin paikoin joissakin tummemmissa pyterliittityypeissä (Veräjämäki 1998). Pyterliitin päämineraalit ovat kalimaasälpä, kvartsi, plagioklaasi, biotiitti ja tummemmissa tyypeissä sarvi välke. Lisäaineksina on mm. fluoriittia, apatiittia, zirkonia ja anataasia. Pyterliitin kontaktit muihin rapakivityyppeihin ovat vähittäiset tai terävät. Satakunnan hiekkakivialueen koillispuolella oleva Peipohjan rapakivistokki koostuu asultaan massamaisesta porfyyrisestä rapakivigraniitista, joka rajoittuu terävin kontaktein sivukiviin. Rapakiven keskirakeisen perusmassan päämineraalit ovat kalimaasälpä, kvartsi, biotiitti, plagioklaasi ja sarvivälke. Hajarakeet ovat kalimaasälpää, jonka raekoko on 2-6 cm. Hajarakeet ovat omamuotoisia ja ovoideja tavataan vain harvoin. Tasarakeinen rapakivigraniitti koostuu pieniovoidisista, keski- ja karkearakeisista graniiteista sekä pienirakeisista graniiteista, joissa on vain vähän tai ei ollenkaan maasälpähajarakeita (kuva 11). Se vaihettuu yleensä vähitellen pyterliittiseksi rapakiveksi, mutta myös teräviä kontakteja tunnetaan. Tasarakeista rapakivigraniittia esiintyy yleensä Laitilan rapakivibatoliitin reuna-alueilla. Rapakivigraniittiporfyyrin perusmassa on pienirakeista, ja siinä on keskimäärin 1-4 cm:n läpimittaisia, omamuotoisia tai ovoidisia kalimaasälpähajarakeita sekä väritöntä pisarakvartsia. Kalimaasälpäovoideissa on paikoin plagioklaasikehä. Rapakivigraniittiporfyyrin kontakti tasarakeiseen rapakivigraniittiin on joko vähittäinen tai terävä. Kontaktihavaintoja pyterliittistä rapaki vigraniittia vasten-ei ole. Rapakiveen liittyviä anortosiittigabroja ei ole havaittu tarkasteltavana olevalla alueella, mutta hieman kauempana, 0,5 km Laitilan rapakiven kaakkoispuolella, on paljastuneena Kolinummen anortosiitti/leukogabromuodostuma.

19 Kuva 10. Pyterliittinen rapakivigraniitti. Ylinen-Juva, Eurajoki. Karttalehti 1134 02 A; x = 6784 780, y = 1544 660. Valokuva Arja Hämäläinen/GTK. Kuva 11. Tasarakeinen rapakivigraniitti. Lutta, Eurajoki. Karttalehti 1134 02 A; x = 6784 700, y = 1541 580. Valokuva Arja Hämäläinen/GTK.

20 Eurajoen rapakivistokki koostuu kolmesta mineralogialtaan toisistaan erottuvasta tyypistä, jotka vanhimmasta nuorimpaan ovat: 1) sarvivälke-biotiittigraniitti (Tarkin graniitti), 2) biotiittigraniitti ja 3) tapaasia sisältävä mikrokliini-albiittigraniitti (Väkkärän graniitti) (Haapala 1977, Suominen et al. 1997). Kontakti rapakivistokin reunalla esiintyvän Tarkin graniitin ja sen keskiosan muodostavan Väkkärän graniitin välillä on terävä. Rapaki vistokin reunaosan kontakti svekofennisten migmatiittien kanssa on terävä ja lähes pysty, kun taas sisäosan Väkkärän graniitin kontakti Tarkin graniitin kanssa viettää loivasti joka suuntaan poispäin intruusion keskiosasta. Tarkin graniitti (kuva 12) on homogeenista, keski-tasarakeista ja sen päämineraaleina ovat kalimaasälpä, kvartsi, plagioklaasi, biotiitti ja sarvivälke (Haapala 1977). Se sisältää harvakseltaan 3-6 cm:n läpimittaisia plagioklaasin reunustamia kalimaasälpäovoideja. Yksittäisten ovoidien välimatka on usein useita metrejä. Graniittia leikkaavat kvartsiporfyyrijuonet, joista osa on tapaasia sisältäviä. Juonet muistuttavat niin mineraali- kuin kemialliselta koostumukseltaan Väkkärän graniittia, mikä viittaa läheiseen geneettiseen yhteyteen niiden välillä (Haapala 1977). Väkkärän graniitti (kuva 13) koostuu useasta, toisistaan asultaan erottuvasta tyypistä, joiden väliset kontaktit ovat paikoin terävät, paikoin vähittäiset (Haapala 1977). Porfyyriset ja karkearakeiset tyypit ovat topaasipitoisia, hajarakeiden ollessa kalimaasälpää ja kvartsia. Lisäaineksina esiintyy topaasin lisäksi fluoririkasta siderofylliittiä, monatsiittia, ilmeniittiä, Nb- ja Ta-rikasta kassiteriittia, kolumbiittia ja bastnäsiittiä. Tapaasia sisältävä Väkkärän graniitti muistuttaa geokemialtaan tyypillisiä tinagraniitteja. Se on rikastunut fluorin, litiumin, galliumin, rubidiumin, tinan ja niobiumin suhteen ja köyhtynyt strontiumin, bariumin ja zirkoniumin suhteen. Tasarakeinen Väkkärän graniitti koostuu kalimaasälvästä, kvartsista ja biotiitista. Lisäaineksina on zirkonia, ilmeniittiä, anataasia, monatsiittia sekä sekundäärisinä mineraaleina tapaasia ja kassiteriittia. Tarkin graniittia vasten Väkkärän graniitissa on kontakti tyyppi, jossa hienorakeisessa perusmassassa on 1-10 mm:n läpimittaisia kalimaasälpä-, plagioklaasi ja kvartsihajarakeita. Tarkin graniitissa esiintyy itä-länsi -suuntaisia greisenjuonia ja niihin liittyviä kvartsijuonia, joiden leveydet vaihtelevat muutamasta senttimetristä kahteen metriin. Syväkairausten perusteella jotkut juonista ulottuvat yli 100 m:n syvyyteen ja horisontaalisuunnassa niitä voidaan seurata yli 300 m:n matkalla (Haapala 1977). Väkkärän graniitissa juonet ovat Tarkin graniittiin verrattuna epäsäännöllisemmin suuntautuneita ja juonien lisäksi greiseneita esiintyy linssimäisinä, pyöreähköinä ja epäsäännöllisen muotoisina kappaleina. Greiseneiden päämineraaleja ovat kvartsi, kiillemineraalit ja rautarikas kloriitti, joiden lisäksi monin paikoin esiintyy runsaasti topaasia, fluoriittia, granaattia, berylliä, genthelviittiä ja bertrandiittia (Haapala 1977). Yleisimmät malmimineraalit ovat sinkkivälke, kassiteriitti, kuparikiisu, wolframiitti, gahniitti, molybdeniitti, rutiili, sekundäärinen rautaoksidi, rikkikiisu, magneettikiisu, arseenikiisu ja lyijyhohde. Greisenit ovat muodostuneet, kun rapakiven mineraalien välitiloissa ja raoissa liikkuvat kuumat, vesipitoiset liuokset ovat aiheuttaneet isäntäkivessä kemiallisia muutoksia (Haapala 1977). Sekä Väkkärän että Tarkin graniittien greisenit ovat peräisin Väkkärän graniitissa kiertäneistä liuoksista.

21 Kuva 12. Tarkin rapakivigraniitti. Iisakki-Tarkki, Eurajoki. Karttalehti 1132 11B; x = 6786 860, y = 1533 500. Valokuva Pia Fagerstöm/GTK. Kuva 13. Väkkärän rapakivigraniitti. Autorata, Eurajoki. Karttalehti 1132 11D; x = 6787 100, y = 1535 500. Valokuva Pia Fagerström/GTK.

22 4.1.4 Satakunnan hiekkakivi Satakunnan jotuninen hiekkakivimuodostuma on säilynyt kulutukselta suojassa luodekaakko -suuntaisessa, kallioperän lohkoliikuntojen muodostamassa hautavajoamassa. Hiekkakivikerrokset ovat muuten lähes vaaka-asentoisia, mutta muodostuman luoteispuolisessa kontaktissa kerroksellisuus kaatuu 35 :en kaateella kohti muodostuman keskiosaa. Sen paksuutta ei varmuudella tiedetä, mutta luoteisosassa paksuus on kairauksen perusteella vähintään 600 m, ja geofysikaalisten tutkimusten perusteella se voi paksuimmillaan olla noin 1800 m (Elo 1982). Muodostumao kaakkoisosassa, Pyhäjärven ja Köyliönjärven välillä, paksuus on ehkä alle 200 m (Elo et al. 1993). Muodostuma on hyvin heikosti paljastunut. Vain noin 30 paljastumaa tunnetaan ja ainoat kontaktihavainnot ovat hiekkakiven ja sitä leikkaavien oliviinidiabaasijuonien välillä. Selkämeren pohja koostuu lähes kokonaan hiekkakivestä (Axberg 1980, Winterhalter et al. 1981 ). Hiekkakivi vaihtelee raekooltaan konglomeraattisesta siitti- ja savikiveen, mutta paljastumilla vallitsevana on tyypillisesti karkearakeinen hiekkakivi. Sedimenttiaines on arkoosista, huonosti lajittunutta ja pyöristynyttä (Kohonen et al. 1993). Hiekkakivi sisältää tavallisesti 45-60% kvartsia ja 20-40% kalimaasälpää, joiden lisäksi klasteina esiintyy biotiittia, muskoviittia, kloriittia ja pieniä kivilajifragmentteja (Simonen & Kouvo 1955, Marttila 1969). Klastien välisiä tiloja täyttävä iskos koostuu pääasiassa kvartsista ja savimineraaleista. Hiekkakiven lounaiskontaktissa Luvialla on syväkairauksessa havaittu pohjakonglomeraattia, jonka pyöristyneet pallot ovat lähes yksinomaan kvartsia (Kohonen et al. 1993). Hiekkakiven kemiallisessa koostumuksessa Si02 vaihtelee välillä 76-84% ja Ah03 välillä 6-12% (Marttila 1969). K20:n määrä on yleensä yli 3,5%. Hiekkakiven detritaalisten raskasmineraalien (mm. granaatti, ilmeniitti, zirkoni, monatsiitti) perusteella sen lähtöaineksena ovat olleet svekofenniset kivet (Marttila 1969, Kohonen et al. 1993). Hiekkakiven paleovirtaustutkimusten mukaan (Kohonen et al. 1993) aineksen pääkuljetussuunta on kohti luodetta ja pohjoista eli rapakiven suunnasta. Hiekkakiven sedimentaation aikana rapakivi ei kuitenkaan ilmeisesti vielä ollut paljastunut, mihin viittaa erityisesti rapakivelle ominaisten mineraalien puuttuminen hiekkakivestä. Paleovirtausten ja raekokojakautuman perusteella kerrostumisaltaan proksimaalinen osa sijaitsi kaakossa. Hiekkakiven sedimenttiaineksen kerroslumiseen liittyviä alkuperäisiä rakenteita ovat kerroksellisuus, virtakerrokset (kuva 14), aallonmerkit, kuivumisraot ja savikiven kappaleet. Rakenteet ja mineralogia viittaavat hiekkakiven kerrostuneen mantereellisissa olosuhteissa deltamuodostumana jokisuistossa (Marttila 1969, Kohonen et al. 1993). Sedimenttiaineksen karkeus, huono lajittuneisuus ja pyöristyneisyys viittaavat nopeaan kerrostumiseen. Sedimenttien punaisen värin on tulkittu johtuvan terrestrisistä, hapettavista olosuhteista (Simonen & Kouvo 1955), mutta se on ainakin osaksi voinut muodostua sedimentin kerrostumisen jälkeen (Kohonen et al. 1993). Pienenä yksityiskohtana voidaan mainita, että hiekkakivestä on löydetty maailman vanhimmat mikrometeoriitit (Marttila 1968, Deutsch et al. 1998). Ne koostuvat oliviinista ja spinellistä ja ovat tyypiltään kivimeteoriitteja. Iän ohella Satakunnan mikrometeoriiteissa on ainutlaatuista niiden lähes olematon muuttuminen (Deutsch et al. 1998).