lauri j. pekkarinen, jarmo kohonen, jouni vuollo ja olli...

Geologian tutkimuskeskus – Geological Survey of Finland

Kolin kartta-alueen kallioperä

Summary: Pre-Quaternary rocks of the Koli map-sheet area

Lauri J. Pekkarinen, Jarmo Kohonen, Jouni Vuollo ja Olli Äikäs

suomen geologinen kartta - geological map of finland1 : 100 000

Espoo 2006

kallioperäkarttojen selitykset, lehti 4313explanation to the maps of pre-Quaternary rocks, sheet 4313

Pekkarinen, L. J., Kohonen, J., Vuollo, J. & Äikäs, O. 2006. kolin kartta-alueen kallioperä. summary: pre-Quaternary rocks of the koli map-sheet area. geological map of finland 1 : 100 000, explanation to the maps of pre-Quaternary rocks, sheet 4313 Koli. 116 pages, 52 figures, 7 tables and 3 appended maps.

The Pre-Quaternary bedrock of the Koli map-sheet area is bipartite. Rocks belong-ing to the wide archaean area of east finland occur in its eastern and northern parts and are covered from the western and southern side by the Palaeoproterozoic North Karelian Schist Belt. Karjalites, Palaeoproterozoic differentiated mafic intrusions as well as Palaeoproterozoic metadiabase dykes of two ages occur in the eastern and northern parts of the map-sheet area.

Various granitoids, mainly migmatitic tonalites, trondhjemites and granodiorites partly resembling plutonic rocks, prevail in the Archaean area. They occur on the islands and on the shores of Lake Pielinen, between Nunnanlahti and Turunvaara and around nunnanlahti. migmatites are common on the islands of lake pielinen and in the northwestern parts of the map-sheet area. their palaeosomes consist generally of mica gneisses and amphibolites. To the east of Lake Pielinen there are porphyritic granodiorites. granites are rare.

There are intercalated and enclosed greenstone belts between the Archaean migma-tites and granitoids, the Ipatti and Nunnanlahti greenstone belts being the widest. At least some tonalite gneisses are younger than the greenstones because blocks of greenstone belts occur e.g. in the granitoids of Letmakka and Larinsaari. The green-stones of Nunnanlahti consist mainly of mafic metavolcanic rocks with associated ultramafic rocks and, to a lesser extent, felsic metavolcanic rocks. The greenstones of Ipatti include fewer mafic rocks, the intermediate and felsic metavolcanic rocks be-ing the prevailing types. The rocks of the greenstone belts are shown on the bedrock map as amphibolites, hornblende gneisses, quartz-feldspar gneisses, serpentinites and soapstones. The minimum age of the greenstone belt has been confirmed by the zircon age of 2 788 + 5 Ma of a quartz-feldspar porphyry, cutting across the greenstones whereas the serpentinites and soapstones of Nunnanlahti have been correlated with the komatiitic cumulates of the kellojärvi area in kuhmo.

However, the Palaeoproterozoic quartzites and mica schists of the North Karelian schist Belt form the major part of the map-sheet area.

Polymictic conglomerates (the Kyykkä group) and sericite-quartz schists, interpret-ed as palaeoregolith (the Hokkalampi palaeosol), form the lowest strata discordantly on the Archaean basement in the Koli quartzite belt. These are followed in sequence by quartz-pebble conglomerates and quartzites (the Vesivaara and Koli formations), arkose quartzites (the Jero formation) and thick orthoquartzites (the Puso formation), which together form the Herajärvi group.

There are significant differences in the stratigraphic sequences of the quartzite-dominant subareas. For instance, the oldest formations belonging to the Kyykkä group are preserved as small relics in the area of the Hattusaari village, but the unit, which correlates with the Koli formation, is missing both in the Kuhnusta belt and in the area to the west of that belt. Likewise, the unit, which correlates with the Juuanvaarat tremolite quartzites, is missing in the Koli belt. In the area of the Juuanvaarat quartzites, tremolite quartzites, occasional dolomitic carbonate rocks and pelitic schists seem to form a continuous stratigraphic succession lithologically resembling the sequences described in Polvela, Juuka on the one hand, and the sequences described farther south in kiihtelysvaara, on the other hand.

The most significant conclusions on the age relations of the quartzites are based on observations and age determinations of the mafic dyke rocks that cut across the quartzites. The karjalitic intrusions (ca 2 200 Ma) cut across the Jero formation and its equivalent in the Kuhnusta belt whereas these intrusions do not occur in the Puso formation and in the quartzites of the Juuanvaarat belt. Other, younger dykes (2 100 Ma and 1 970 Ma) seem to cut across all quartzites in the area, but not the mica schists. Lavas that correspond to the dykes have not been detected in the map-sheet area.

The area to the west and south of the quartzite belts is a part of the wide folded basin structure of Lake Höytiäinen. In most cases the contact between the mica schists and the quartzites seems to be tectonic and caused by faults. Based on lithological differences, the mica schists are divided into a western and an eastern area. the west-

isBn 951-690-953-1

ern area correlates with upper kaleva and the eastern area with lower kaleva. the deposition of the Lower Kaleva schists is probably related to the multiphase continental rifting, formation of marginal basins and the development of the passive continental margin (ca 2 100–1 960 Ma). According to datings from detrital zircons, the younger group is probably related to the early stage of orogeny and to the rapid filling of the fore-deep basin after 1 930 Ma. On several grounds it is obvious that the rocks of the outokumpu association were not formed in the place of their present occurrence, the Upper Kaleva mica schist area. These rocks, bordered by fault planes, are allochthonous fragments of a peridotitic lithosphere, which contains gabbros 1 960 Ma in age.

in the map-sheet area all dominant structural features are related to the svecofen-nian orogeny, i.e. of Palaeoproterozoic age (ca 1 900 Ma), except the easternmost part of the area. the structural features of the archaean rocks to the east of lake pielinen and on its islands date back to the Archaean age, although they are partly reoriented by Proterozoic folding. In relation to the Proterozoic Svecofennian orogeny the whole North Karelian Schist Belt can be described as a foreland overthrust zone with typi-cal general features as follows: (1) asymmetric structures expressing tectonic thrust towards the east and northeast; (2) a series of structures where ancient, originally low-angle overthrust structures have been refolded as deformation has progressed; (3) Increased deformation of the Archaean basement towards west; and (4) Increased metamorphic grade towards the west.

The structures of the bedrock and its rocks are subject to fragmentation by shear zones, faults and overthrust zones of different ages some of which have been activated several times.

Key words (GeoRef Thesaurus, AGI): areal geology, explanatory text, bedrock, meta-morphic rocks, plutonic rocks, dikes, diabase, soapstone, geochemistry, Paleoprotero-zoic, Archean, Koli, North Karelia, Finland

Olli ÄikäsGeological Survey of FinlandP. O. Box 1237FI-70211 KuopioFINLAND

E-mail: [email protected] [email protected] [email protected] [email protected]

Pekkarinen, L. J., Kohonen, J., Vuollo, J. & Äikäs, O. 2006. kolin kartta-alueen kallioperä. summary: pre-Quaternary rocks of the koli map-sheet area. suomen geo-loginen kartta 1:100 000, kallioperäkarttojen selitykset, lehti 4313 koli. 116 sivua, 52 kuvaa, 7 taulukkoa ja 3 liitekarttaa.

Kolin kartta-alueen prekambrinen kallioperä on kaksijakoinen. Laajaan Itä-Suomen arkeeiseen alueeseen kuuluvia kivilajeja esiintyy alueen itä- ja pohjoisosassa. ne peit-tyvät länsi- ja eteläpuolelta paleoproterotsooisen pohjois-karjalan liuskealueen alle. kartta-alueen itä- ja pohjoisosassa esiintyy karjaliitteja, paleoproterotsooisia differ-entioituneita mafisia intruusioita sekä myös paleoproterotsooisia mutta kahdenikäisiä metadiabaasijuonia.

arkeeisen alueen valtakivilajeina ovat erilaiset granitoidit, jotka pääosin ovat migmatiittisia ja osaksi syväkivimäisiä tonaliitteja, trondhjemiitteja ja granodioriitteja. niitä esiintyy pielisen saarissa ja rannoilla, nunnanlahden ja turunvaaran välillä ja Nunnanlahden ympäristössä. Migmatiitit ovat yleisiä Pielisen saarissa ja kartta-alueen luoteisosassa. Niiden paleosomeina on yleensä kiillegneissiä ja amfiboliittia. Porfyy-ristä granodioriittia esiintyy pielisen itäpuolella. graniitteja esiintyy vain vähän.

arkeeisten migmatiittien ja granitoidien väleihin on lomittunut ja jäänyt sulkeu-miksi vihreäkivivyöhykkeitä. Niistä laajimmat ovat Ipatin ja Nunnanlahden vihreäki-vivyöhykkeet. Vihreäkivivyöhykkeistä on irronnut granitoideihin lohkoja, kuten Let-makassa ja larinsaaressa, joten ainakin osa tonaliittigneisseistä on vihreäkiviä nuorem-pia. Nunnanlahden vihreäkivet ovat pääosin mafisia metavulkaniitteja, joihin liittyy ultramafisia kiviä ja pienin määrin myös felsisiä metavulkaniitteja. Ipatin vihreäkivissä on vähemmän mafisia kiviä, ja valtakivinä ovat intermediääriset ja felsiset metavulka-niitit. Kallioperäkartalle vihreäkivivyöhykkeiden kivilajit on merkitty amfiboliittina, sarvivälkegneissinä, kvartsi-maasälpägneissinä, serpentiniittinä ja vuolukivenä. mini-mi-iän vihreäkivivyöhykkeelle antaa vihreäkiviä leikkaavan kvartsi-maasälpäporfyyrin zirkoni-ikä 2 788 ± 5 Ma. Nunnanlahden serpentiniitit ja vuolukivet puolestaan on rinnastettu kuhmon kellojärven alueen komatiittisiin kumulaatteihin.

pääosan kartta-alueesta käsittävät kuitenkin paleoproterotsooiset pohjois-karjalan liuskealueen kvartsiitit ja kiilleliuskeet.

kolin kvartsiittijaksossa esiintyy alimpana diskordantisti arkeeisen pohjan päällä polymiktisia konglomeraatteja (kyykän ryhmä) sekä muinaiseksi rapautumaksi tulkit-tuja serisiitti-kvartsiliuskeita (Hokkalammen muinaisrapautuma). näitä seuraavat järjestyksessä kvartsipallokonglomeraatit ja kvartsiitit (Vesivaaran ja kolin muo-dostumat), arkoosikvartsiitit (Jeron muodostuma) ja jälleen paksut ortokvartsiitit (puson muodostuma), jotka yhdessä muodostavat Herajärven ryhmän. kvartsiitti-valtaisten osa-alueiden kerrosseurannoissa on huomattavia eroja. esimerkiksi vanhim-mat, kyykän ryhmän muodostumat ovat säilyneet vain pieninä jäänteinä Hattusaaren kylän alueella, ja Kolin muodostumaa vastaava yksikkö puuttuu Kuhnustan jaksosta ja sen länsipuoliselta alueelta. Toisaalta Juuanvaarojen tremoliittikvartsiitteja vas-taavaa yksikköä ei esiinny lainkaan Kolin jaksossa. Juuanvaarojen alueella kvartsiitit, tremoliittikvartsiitit sekä paikoin esiintyvät dolomiittiset karbonaattikivet ja peliittiset liuskeet näyttävät muodostavan jatkuvan kerrosseurannon, joka litologisesti muistuttaa yhtäältä Juuan Polvelasta kuvattuja sarjoja ja toisaalta etelämpää Kiihtelysvaarasta kuvattuja seurantoja.

merkittävimmät kvartsiittien ikäsuhteisiin liittyvät päätelmät perustuvat niitä leikkaavista mafisista juonikivistä tehtyihin havaintoihin ja ikämäärityksiin. Karja-liittiset intruusiot (ikä n. 2 200 Ma) leikkaavat Jeron muodostumaa ja sen vastinetta Kuhnustan jaksolla, kun taas Puson muodostumassa ja Juuanvaarojen jakson kvart-siiteissa niitä ei esiinny. Muut, tätä nuoremmat juonet (2 100 Ma ja 1 970 Ma) näyttävät leikkaavan kaikkia alueen kvartsiitteja mutta eivät kiilleliuskeita. Juonia vastaavia laavoja ei kartta-alueelta ole havaittu.

Kvartsiittijaksojen länsi- ja eteläpuolinen alue on osa laajaa Höytiäisen poimut-tunutta allasrakennetta. kiilleliuskeiden ja kvartsiittien kontakti näyttää olevan yleensä tektoninen, siirrosten synnyttämä. kiilleliuskeet on kivilajierojen perusteella jaettu län-tiseen ja itäiseen alueeseen, joista edellinen vastaisi Ylä-kalevaa ja jälkimmäinen ala-kalevaa. ala-kalevan liuskeiden kerrostuminen liittynee monivaiheiseen mantereen repeämiseen, reuna-altaiden syntyyn ja passiivisen mannerreunan muodostumiseen 2 100–1 960 ma sitten. nuorempi ryhmä liittynee orogenian alkuvaiheeseen ja etusy-

vänteen nopeaan täyttymiseen, joka detritaalisten zirkonien ikämääritysten perusteella tapahtui myöhemmin kuin 1 930 Ma sitten. Monin perustein on ilmeistä, etteivät Ou-tokumpu-assosiaation kivet ole syntyneet Ylä-Kalevan kiilleliuskeympäristössä, jossa ne nyt esiintyvät, vaan että ne ovat siirrospintojen rajaamia alloktonisia fragmentteja n. 1 960 Ma:n ikäisiä gabroja sisältävästä peridotiittisesta litosfääristä.

lähes koko kartta-alueella, aivan itäisintä osaa lukuun ottamatta, kaikki hallitse-vat rakennepiirteet liittyvät svekofenniseen orogeniaan ja ovat siis iältään paleopro-terotsooisia (n. 1 900 ma). pielisen itäpuolella ja pielisen saarten arkeeisissa kivissä havaittavat rakennepiirteet ovat iältään arkeeisia, vaikka nekin ovat osittain uudelleen suunnittuneet proterotsooisen poimutuksen vuoksi. suhteessa proterotsooiseen sve-kofenniseen orogeniaan koko pohjois-karjalan liuskejaksoa voidaan kuvata etumaan ylityöntövyöhykkeeksi. Tyypillisiä yleispiirteitä ovat seuraavat: (1) epäsymmetriset rakenteet, jotka kuvastavat tektonista työntymistä kohti itää ja koillista; (2) raken-nesarja, jossa varhaiset, alun perin loiva-asentoiset ylityöntörakenteet ovat uudelleen poimuttuneet deformaation edetessä; (3) arkeeisen pohjan deformaation voimistuminen kohti länttä; (4) metamorfoosiasteen kohoaminen kohti länttä. kallioperän ja sen kivilajien rakenteita rikkovat eri-ikäiset ruhjeet ja siirros- ja ylityöntövyöhykkeet, joista jotkin ovat aktivoituneet useampaan kertaan.

asiasanat: (geosanasto, gtk): aluegeologia, karttaselitykset, kallioperä, metamor-fiset kivet, syväkivet, juonet, diabaasi, vuolukivi, geokemia, paleoproterotsooinen, arkeeinen, koli, pohjois-karjala, suomi

Olli ÄikäsGeologian tutkimuskeskusPL 123770211 Kuopio

Sähköposti: [email protected] [email protected] [email protected] [email protected]

SiSällySluettelo – contentS

Alue ja tutkimusvaiheet ........................................................................................... 9Kallioperän yleispiirteet .......................................................................................... 11Arkeeisia kivilajeja .................................................................................................. 12 Vihreäkivivyöhykkeet ........................................................................................ 13 Ipatin vihreäkivivyöhyke .............................................................................. 13 Nunnanlahden vihreäkivivyöhyke ................................................................. 16 Vihreäkivivyöhykkeiden jäänteitä ................................................................. 21 Granitoidit .......................................................................................................... 22 Pielisen rantojen ja saarten granitoidit .......................................................... 22 Turunvaaran–Nunnanlahden granitoidialue .................................................. 27 Geokemiallisia piirteitä ...................................................................................... 29 Isotooppitutkimukset .......................................................................................... 30Paleoproterotsooisia kivilajeja ................................................................................. 32 Kvartsiittivaltaiset liuskealueet .......................................................................... 32 Kolin jakso .................................................................................................... 33 Kuhnustan jakso ............................................................................................ 37 Juuanvaarojen jakso ...................................................................................... 43 Geokemiallisia piirteitä ................................................................................. 45 Kiilleliuskevaltaiset liuskealueet ........................................................................ 47 Kiilleliuskeet, fylliitit ja kvartsiittiliuskeet (LS1) ......................................... 47 Turbidiittiset metagrauvakat ja metapeliitit (LS2) ........................................ 50 Arkoosiset metavakat ja metagrauvakat (LS3) .............................................. 51 Turbidiittiset metagrauvakat, välikerroksina mustaliusketta ja metapeliittiä (LS4) ............................................................................................................. 53 Turbidiittiset fylliitit, kvartsivakat ja mustaliuskeet (LS5) ............................ 55 Geokemiallisia piirteitä ................................................................................. 56 Differentioituneet mafiset intruusiot ja metadiabaasit ........................................ 56 Vaihe 2 200 Ma ......................................................................................... 56 Vaihe 2 100 Ma ......................................................................................... 58 Vaihe 1 970 Ma ......................................................................................... 58 Kolin alueen karjaliittiset kerrosjuonet ......................................................... 58 Kerrosjuonien petrografia ja mineralogia .................................................. 61 Kerrosjuonien geokemia ........................................................................... 64 Nunnanlahden–Turunvaaran alueen karjaliittiset kerrosjuonet ...................... 67 Fe-tholeiittiset (2 100 Ma) ja tholeiittiset (1 970 Ma) metadiabaasijuonet .... 67 Metadiabaasien petrografia ja mineralogia ................................................ 69 Metadiabaasien geokemia ......................................................................... 69 Outokumpu-assosiaation kivet ........................................................................... 71Kivilajien ikäsuhteet ja geologinen kehitys ............................................................. 74 Arkeeiset granitoidit ja vihreäkivivyöhykkeet .............................................. 74 Paleoproterotsooiset kivilajit ......................................................................... 76Rakenne ja metamorfoosi ........................................................................................ 80

Taloudellisia aiheita ................................................................................................. 84Geologisia tutustumiskohteita .................................................................................. 89Summary: Pre-Quaternary rocks of the Koli map-sheet area ................................... 93 Introduction ........................................................................................................ 93 Archaean bedrock ............................................................................................... 93 Greenstone belts ............................................................................................ 94 Granitoids ..................................................................................................... 94 Palaeoproterozoic bedrock ................................................................................. 96 Quartzite-dominant schist areas .................................................................... 96 Mica schist-dominant schist areas ................................................................. 100 Differentiated mafic intrusions and metadiabases ......................................... 102 Outokumpu association ................................................................................. 104 Age relations and geological evolution .............................................................. 104 Archaean rocks ............................................................................................. 104 Palaeoproterozoic rocks ................................................................................ 105 Structure and metamorphism .............................................................................. 108 Economic geology .............................................................................................. 111

Kirjallisuutta – References ...................................................................................... 112

Liitekartat – Appended maps 1–3

9

suomen geologinen kartta 1 : 100 000, kallioperäkarttojen selitykset, lehti 4313kolin kartta-alueen kallioperä

Alue JA tutKiMuSVAiHeet

Kolin kallioperäkartta (Pekkarinen ym. 2004) käsittää Suomen kantakartaston 1:100 000-mittakaavaisen lehden nro 4313. Kartta-alue sisältää osia Juuan, Polvijärven, Enon ja Kontiolahden kunnista sekä Lieksan kaupungista.

Kartta-alue kuuluu osana 1:400 000-mittakaavaiseen Joensuun vuorilajikarttaan (Frosterus & Wilkman 1920, 1924), jonka kenttätyöt tehtiin jo vuosina 1895–1901. Vuonna 1910 löydetty Outokummun kuparimalmi ja toisaalta Juuan vuolukiviesiintymät pitivät yllä jatkuvaa kiinnostusta Pohjois-Karjalaa kohtaan, varsinkin kun ei oltu varmo-ja siitä, ovatko kaikki Outokummun malmin kaltaiset malmilohkareet todella peräisin Outokummusta. Erityisen merkittäviä Pohjois-Karjalan geologian selvittämisessä ovat olleet Väyrysen (1933, 1939, 1954) tutkimukset.

Outokumpu Oy Malminetsintä teki malmitutkimuksia Kolin kartta-alueella useaan otteeseen 1950-luvulta aina 1990-luvulle saakka vuolukivi-, talkki-, kupari-, nikkeli-, uraani- ja kulta-aiheiden takia. Tutkimustuloksia on esitetty raporteissa (Pašek 1971; Saastamoinen 1972, 1975; Sarikkola 1973; Hurskainen 1987; Grundström 1999), pro gradu -tutkimuksissa (Honkamo 1972; Rossi 1975) sekä väitöskirjoissa (Gaál 1964; Piirainen 1968; Koistinen 1981).

Kolin ja Kaltimon välinen alue on ollut muidenkin tutkimusten kohteena aika ajoin 1950-luvulta lähtien aluksi uraanin takia ja myöhemmin tulenkestävien teollisuusmi-neraalien ja kullan etsinnän takia (Aurola 1959; Marmo 1981, 1988a, 1988b; Äikäs 1989). Tässä yhteydessä sai alkunsa Oulun yliopiston ja Geologian tutkimuskeskuksen (GTK) yhteishankkeena vuosina 1983–1991 toteutettu Pohjois-Karjalan malmiprojekti (Piirainen & Vuollo 1991). Projektin aineiston pohjalta tehtiin mm. kaksi väitöskirjaa (Vuollo 1994; Kohonen 1995).

Kolin kallioperäkartta on laadittu GTK:n ja Tresbit Oy Ltd:n yhteistyönä. Kartan laadinnassa lähtökohdan muodosti Outokumpu Oy Malminetsinnän, Pohjois-Karjalan malmiprojektin ja GTK:n tutkimuksissa kertynyt aineisto. Vuolukivi- ja talkkiesiinty-mistä ovat karttaa varten antaneet lisätietoja Tulikivi Oyj, Nunnanlahden Uuni Oy ja Mondo Minerals Oy.

Täydentävä kartoitus kallioperäkarttaa varten toteutettiin vuosina 2002–2003, ja sii-hen osallistuivat Jukka Eskelinen (2002–2003), Pasi Heikkilä (2002), Keijo Kinnunen (2002), Mauri Luukkonen (2002), Janne Kuusela (2002–2003) ja Lauri J. Pekkarinen (2002–2003). Havaintojen tallennus tietokantaan, ohuthieiden valmistus, kartta- ja ku-vamateriaalin käsittely ja karttojen digitointi sekä valmistaminen painatukseen tehtiin GTK:ssa.

Kartan laadinnassa käytettiin ensisijaisesti kesien 2002 ja 2003 kartoitusten ja toi-saalta Pohjois-Karjalan malmiprojektin kartoitushavaintoja (yhteensä 4 241 havain-topistettä). Outokumpu Oy Malminetsinnän aineistosta ei ollut numeerisia tiedostoja, joten mukaan otettavat havaintopisteet tektonisine merkkeineen poimittiin skannatuilta kartoilta (4 272 havaintopistettä). Karttaan sisältyvien havaintojen määrä on siten kaik-kiaan 8 513 (kuva 1).

10

suomen geologinen kartta 1 : 100 000, kallioperäkarttojen selitykset, lehti 4313Lauri J. Pekkarinen, Jarmo Kohonen, Jouni Vuollo ja Olli Äikäs

DDD

D

DDD

D

DD

DD DD

DD

DD

DDDD

DDD

D

DD

D DD D

DDD

DDDD

DDD

D

D

D

D

DD

DD

D

D

DD

D

D

DDDD

DDD

DD

DDD

D

DDDDDD

D

DDDD

DDDD

D

DD

D

D

D

DDDD

DD

DDD

D

D

DDDDDD

DD

D

D

DDD

DD

D

DD

D

DD

D

DD

D

DDD

DD

DD D

D

D

DDD

DDDDD

DD

DD

D

D

D

DD

DD

D

D

DDD

D

DD

DDD

DD DDDD

DDDDDD

DDDDDDD

DDDDD

D

D

D

D

DD

DDDDD D

D

D

D

D

D

D

DD

DDDD D

DDDDDD

DDDDDDD

DDD

DDDDDD

DDDDDDD

DD

D

DD

DD

D

DDDDDDDDD DDDD

D

DD

DDDD

DDDD

DD

DD

D

DDDDDDDDDDD

D

DD

D DDDDDDDD

DDD

D

DD

DDDDDDD

DD

D

D

DDDDDDDDDDD

D DDDDDD

DDD

DDDDDDDD

DDDDDD

DDD

DD

DD

DD

DDDD

DDD

DDDDD

D

DD DD

DDD

DDD

DD D

DDDDD D

DDDD

DDDDDDDDD

DD

DD

DDD

DDD D D

DDDDD

DDD

DDDDDDD

DDDDDDDD

DDDD

D

DD

DDDD

D DDD

DDD DDDDD

DDD

D

D

DDDDDD

DDDDDDD

DDDDDD

DDD

DD

DD

DDD

DDDD

DDDDD D

D

D

D

D

DDDDDDDD

D

D

DDD

D

DDD

D

D DD

DDD

D

DD

D D

DD

D

DD

DD

D

DDD

DDD

DDDD

DDDD

DD

DD

D

DDDDDD

DD

DDDDDD DDDD

DDDDDDD

DDDD

D

DD

DDDDDD

DDDD

DD

DDD

DDD

DDD

D

DDD

DDD

DDDD

D

D

D

DDD

DD

DDDD

DDDDDDDDD

DDDDDDDD

DD

DD DD

DD

DDDDDDDD

DDDDD

DD

D

DDDDDDD

DDDDDDDDD

DD

DDDD

DD

DDDDDD

DD

DDDD

DD

D DDD DDD

D

D

DD

D

DD

D

DD

D

DDDDD

DDDDDD

DDD

DDDDD

DD

DDD

DDDDD D

DDDD

D

DDDDD

DDDDDDDD

DDDDDD

DDD

DDDDD D

DDDD

DDD

DD

D

DDD

DDDDDD

D

D

D DD

DDD

DDDD

DDD

DDD

DDDD

DD

DDDD

DDDD

DDDDDDD

DD D

D

D

DDDD

DDD D

DDD

DDDDDD

DD

D

D

D

DDD

D

D

DDDD

DDD

DDDD D

D

D

DDDDDDDDDD

DD

D

DD

D

D

D

DDDD

D

DDDD

DDD

DD

D

DDD

DD

D

DDD

D

D

D

DD D

DD

D

D

D

D

D

D

DDDDDD D

DDDD

DDDDD

DD

DDDDD

DDD

D DD

D

D D

D

D

D

DDDDD

DD

D

DDD

DDDDD

DDDD

DDDDDDD

DD

DDDD D

DD

D

DD D

DDDD D

DDDD

DD

DD

D

DDD

DDD

DD

DD

DDD

D

D

DDD

D

DD

DD

DDD

D

D

DD

DDDDD D

D

DD

DD

D

D

D

D

D

DDD D

D

D

D

DDDDD

DDDDD

DDDDD DDDDDDDD

DDDD D DDD

DDDD

DD

D

D

D DDD

D

DDDDD

D DDD

DDDD

D

DDD

DDD

DDD

D D

DDD

D

D

D

D

DD

DD DDDDDD

DDDDDD

D

D

DDDDD D

DDD DD

D DDDDDDD

DDDD

D

DD

D

D D

DDDDDDDDDDDDDDDDDDDDDDD

DDD

D

DDDD

D

DDD

DDDDDDD

D DD

DDDDDDDD

DDDDDDDDDD DDDD

DDDDDD

DDD

DDD

DDD

D

DD

DDDDDD

DDDDDDDDDD

DDDDDD

D

DDD DD

DDDDDDDDD

DDDD

DDDDD

DDD

DD

DD DD

DDDDD

DD

D

DD

DD

D

DDDDDD

DD

DDDDDDD

DDD DD

D

DDDD

DDDDDD

DD DDD DDD

D

DDDDDDDDDDDD

DDDDD

DDDDDD

DDD

DD DD

DDDDDD

DDDDDDDDDD

D

D

D

D

DD

D

DDDD

D

D

D

DD

DD

D

D DD DDD

D

DDD

DDDD

DDDDDDDD

D D DD

DDDD

DD DDDD

D

DDDDDD D

DDD

D

DDDD

D

D

DD

DDD

DDD

DD

DD

DDD

DDDDD

D

DDD

DD

D

DDD

D

DD

D

DD

DD

DD

DDDDDDDD

D

DDDD

DDDD

D

D

DDDDDDD

DDDDDDDDDD

DDD

D

DDDDDD DD

DDDDD

DDDDDDDDDDDDD

DDDDD

DD

D

D D

D

DD

DD

DDD

D

D

DDDD

DDDDD

DDDDD DD

DDDD

DDDD

DDDD

DDDDD D D

DDD

D

D

DD

DDDD

D

DDDDDDD

DDD D

DDDD DD

DDDD

D D

DDDDD

D

D DDDDDDD DDDD DD

DD DD

DD

DD

DDDDD

DDD

DDDD

DD

DDD

DDDDDD D

DDDDDD

D

DDDD

D

D

D

DD D DDD DD

D DDDDDDDDD

D

D DD

D

D

D

D

D

DDDD

D

D

DDDDD

D DDD

D DDDD

DDD

D

D

DDDD

DD

DDD

DD

DD

DDDDD

DDDD

D

DDD

D

D

D

D

D D

DDD

DD

D DDDDDDDDD

DDDDDDDDDDD

DDDD D

D

D

DDDDDD

DDDDDD D

DDD

D

DDD

DDDDDD

DD

DD

DDDD

DDDDDDD

DD DD D

D

DDD D

D

DD

DD DDDD

D

DD

DDD

D

DD

DDDD

DDDDD

D

D

D

DDD

DDD

D

D DDD

DD

DD

DDD DD

D

D

D

D

DD

D DD

DDD

D

D

D

DDD

DDDDDDD

DD

DD

D

D

DD

DDDDDD

D

DDDDD

DDDDDDDDDDDDDD

DDD

DDDDDDDDDDDDDDD

DDDDD

D DDDDDD

DDDDDD

DDDDDD

DDDDDDD

DDDDDD

DDDDDDDD

DD

D

D

DD D

D

D DDDDDDD

DD

DD D

DDD

DD

DDDDD

DDD

D

DDD

D DD

D

DDD

DDD DD

D

D

DDD D

DD

DDDD

DD

DDDDDD

DDDDDDDD

DDDD

DD

D

DD

DD

DDDDDDD

DDDDDDD

DDDDD

DDDDD

DDDD

DDD

DD

DDD

DDD

DDDD

DD

DDD DD

DDDDD

D DDDDD

DDDDD

DDDD

DDD

DDD

DDDD DD

DDDD

DDDDDDDDDD

DD

D

DDDD

D

DD

D

DDDD

DD D

D

D

DDDDD

DDDD

DDD

D

D

DDDD

DD

DD

D

D

DDDDDDDDDDDD

DDDDDDDDD

DDDDD

DDDDDDDDDDDDDD

D

DDDDDDDD

D

DDDD

DDDDD

DDDD

DD

DDDDDD

D DDD

D

DDDDDDDD

DDDDD

DDDD

DD

DDD

DDDD

DDDDDD

DDDDDDDDDD

D

DDDDDDDDD

DD

D

DDDDDDD

DDDDDDD

DDDDDDDD

DD D

D

D

D

DD D

DD

DDDD

DDD

D

DDDDD

DDDDD

DD

DDDD

DDD

D

D

DD

D

DDDDD

DDD

DDD

DDDDDDD

DDDDDDDDDDD

D DDDDD

DDDD

D

DDD

DD

D

DD D

D

D

D

D

D

DD

DD DD

DDDDDD

DDD

D

DDDDDDDDDDDD

DDDD

DDDDDDDDDD

DDD

DDDDD

DDDD

DD D

DDD DD

DDDDDD

DD

DDDD

DDDDDD

DDD

DDD

DDDD

DDDDDDDDD D

DDDD DD

DD DDD

DDD

D

D

D D

DD

DD

DD

DDDDD

D DDDDDDDDDD D

DD

DDDDDDDD

DDDD

DD

DDD

DDD

DD

DDD

DDD D

DDDDD

DD

D

D

D

D

DDDDD

D

DDD

DDDDDD

DDD

DDDDDDDDDD

D

DD DD DDDDDDD

DDDDD

DD

D

D

DDD

DDD

DD

DDDD D

D

DD DDDDDDDD

DDDDDDD

DD

DDDDDD

D

DDDDDDDD

DDDDD

DDDDD DDD

D

DDDD

DDD

D DDDD

DDDDD D

DD

D

DDD

D

DD

D

DD

DDDDDD D

DD DD

DDD

DD DDD

D

DDDD

D

DDDDD

DD

DDDDD DD

DDDDDDDDDDD

D

D

DDDDDD

DD

DDDD

DDD

DD

DDD

D

DD

D

D

DD

D DDDDDD

DDDD

D

D

D

DDDD

D

DDDDDDDD

DD

D

D

DD

DDD

DD

D

DD D

DDDDDDDDDDD

DD

DDDDDDDD

DD

D

DDD

DDDDDDDD

DD

DD

D

D

DDD DD

DDD

DDD

D

DDDD

DDD

DD

DDDD

DDD

D DDD

DDDD

DDDDD

DD DDDD

DDD

DDDDDDD

DDDDDD

DDDD

DDDDD

D

D DDDDDDDDDDD

DDDDD

DD

D

DD

DDDDDD

DDDDD

DDDDDD

DDDDD

DD

DD

DDD

D

D

DDD DDD

DDDD D

D

DDDDD

DDDDDDDD

DDDDD

DD

D

DDDDD

DD

DD

DD

DDDD D

DDDD

DD

DDDD

DDD DDDDD

DDDDD

DD

DDDDDD

DDDDD

DD

D DD

D

D

D

D

D

D

DD

D DDDD

D

DD

DD

D DDD

DD

D

D

DD

DD

DD

DD

D

D

D

DD

D

DD D

DDD D D D

DDDDDDDD

DDDDD

DDD

DDDDDD

D

DDD

DDD DDDD

DDDDDDDD

DD

D

DDDD

DD

DDD

DD

DDDDDDDD

DDDDDDD

DDD

DDDDD

DDD

D

DDD

DDD

DD

DDD

DD

D

D

D

D

DD

D

DD

DDDDDD

DDDDD

D

DDDD

DDDDD

DDD

D

D

D

D

D

D

D

DD

DD

D

D DD

DDD

DDDD

DD DDDDDDD

DDD

DD

DDD

DDDD

DDDDDD

DDD

DD

DDDDDDD

DD

DDDDDD D

DDDDD

DDDDDDDDDDDD

DDDDD

DDDDDDD

DDDDDDDDDDDDDDDDDDD

DDDDDDDDDDDDDD

DDDDDDDDDDD

DDD

DDDD

DDDD

DDDDDD

DDDDD

DDDD

DDDDDD D

DDDDDDDDDDDDDD D

DDDD

DDDDD

DDDDDDDDD

DDDDDD

DDDDDDDD DD

DDDDD

DDDDDDDDDD

DDDD

DDDD

DDD

D

D

D

DDD

DDD

DDDDDDD

DDDDDD

D

DD

D

D

DD DD

DDD

DDD

DDD

D

D DDDDD

DDD DD

DD

D

DDDD

DD

DD

DD

DDDDD

DD DD

D

DD

D

DDDDDD

DDDDDDD

DDDDDD

DDD

DDD

DDDDDDDDDD

DDDDD

D

DDD

DD D

DDDDD

DDDD D

DD

DD D

DDD

DDDDD

D

D

DD

DDD

D

D D

DDD

DD

DDD

DD

DD

D

DDD

D

D

D

D

DD

DD

DD

D

DD

DD

D

DDDDD

DDD

DDDD

DDDD

D

D

D

D

D

D

!(!(

!(!(!(!(!(!(

!(!(

!(

!(!(

!(!(!(!(!(

!(

!(

!(

!(

!(

!( !(!(

!(

!( !(!(

")

")

!(

")

!(")")

!(

!(

")")!(")

")

!(

")

!(!( !(!(")")

")

")

!(")

!(

")!(

")")

!(

!(!(!( !(!(") !(!(

!(

") ")")

")!(

!(

")!(

!( !(!(

")

!(

")

!(

!(

!(

!(

")

")

!(!(

!(

!(!(

!(

")

!(

")

!(

") ") ")

")")

!(")!(

!(

")")

")!(

")

")

!(")

") ")") ")

!(

!(

!(

")

!(!(

")")")

!(

!(!(

!(

!(!(

")!(

")

!(

")")

!(!(")") ")!(

")

!(!(

")")

")

!(")

!(

")")

")")

!(!(

")!(

!( !(

")") ")")")!(

")")")

")

")

!(

!( !(

")

")")

")")!(

") ")

!(")

")

!(

!(

")

!(

!(

!(

!(

!( !(!(!(

")

!(!( !(!(

!( !(")

!( !(

!(

!(")

!(")

!(

!(

!(

!(

!(

!( !(!(

")

!(

")

!(

!(

")

!(

")

!(!(!( !(

")

!(!( !(

")")

!(

!(

")

!(

!(

!(

!(

!(

")!(

!(!(!(

!(

")

!(")

")!(

!(

!(

")!(

!(

!(

")")")")

!(

!(

!(

!(

!( !(

!(")

!(

")")

!(!(

") ")

!(

!(

!(

!(!(!(

!(")

!(!(

!(")")

!(

!(

")!(

!(

!(

")

!(

!(!(

!(

!(

!(

")") ")

!(

!(

!(

")") !(

!(

")!(")

!(

!(

!(

!(

")

")!(!(!(

!(

")")

!(

!(!(

")

!(

")")

!(

")

")

!(

!(")

")

!(

!(!(

!(

")

!(!(

")")

!(

")")")

!(

")

")

!(

")

!(

!(")

!(

!(

!(

!(

!(

")

!(

!(!(

")")

")")

!(

")

!(

")

!(!(

")

")

!(

!(

!(

!( ")

!(

")

!(

!(

!(

")

!(

!(

!(

!(

!(

!(!( !(

!(")

!(

!(

")

!(

!(

!(

!(

!(")!(

!(

")

!(

!(!(") !(

!( !(

!(")

!(

!(

!(

!(")

!(

!(")

!(

")

!(

")

!(

")") !(

!(

!(!(!(

!(

") !(")")")!( ")")

!(

")

")")!(!(

!(

!(") ")!(

")

!(!(

!(

")

")

")")

!(

!( !(")

!(!(

")

!(

")

!( ")!(

!(

!(

")")!(

")

")

!(

")

!(

") ")")

!(

")

")

!(

") !(")

")

!(

")!(")") ")!(!(!(") !(")

")")")")")

!(

") !(") ")")

")

!(!(") ")

")")

!(!(")")") ")!(")

")

")")

")

!(

!(

!(

!(

")

!(

!(

")

")")")")

")!(!(

")

")!(

!(

") ")") ")

!(

")

!(

") !(!(!(")!(

")")")")")

")

")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")

")")

")

!(

")

!(

!(") ")

!(

!(

")")

")

!( !(") ")") ")")

!(

") ")

!(

")

!(

")")") !(!(

!(

")

!(

")

!(

")!(

")

!(

!(") !(

!(

") ")") ")")")") ")")

!(!(

")

!(

") !(")

!(

")

!(

!(")

!(

!(")") ")

!(

!(

")

") !(!( !(!(!(!(")")

!(

!( !(!(")

!(!(

!(!(

!( !(

")

!(")

!(

!(

") ")")!(!( !(!(")")!(

!(

!(

")

!(

")

!(!( !(

")

!(

!(")

!(

!(!(")")

!(")")!(")

!(

!(

!(

") ") ")") ")")!(") !(!(

!(

!(!(

!(

")

!(

") !( ")!(")") ") ")")

!(

")!(

!(

!(

!(

!(!(

")

!(

!(

!(

!(

!(!(!(")!(

!(

!(!( !(!( !(")

!(

") !( !(!(")!(

!(

!(

")

!(!(

!( ")

!( ")!( !(

")")

!(

")!(

")") ")!( !(

!(

!(

!(

!(!(!( !(

!(

!(!(

!(

!(!( ")

!(

!(

")

!(

!(

!(

")")")

")")

")")

")

")")")

!( !( !(!(!(!(")

")!(

!(

")

!(

!(

")

!(")!(

!(

")")

")

!(")

")

!( ")!(

")")")")")!(

")

")")")")")")

!(

!(

")

")

!(

")")

")!( !( ")

!(

!(")

!(!(

")")")")

")

!(

!(

")")")

!(

!( !(

")

!(

!(

")

!(

")

!(

!(

!(")")")")

!( ")")

!(

")

!(

")")

!(!(

!(

!(

") ")

!(!(

")

!(!(!(

!(

!(

")

!(!( ") ")!(

!(

!(

")")!(

")

")

")

")

!( !(

!( !(

!( ")

!(

!(

!(

!( !(

!(

")")

!(")

!(

!(

")") ")!(!(!( ")!(

")")")

")")

")

")

!(

")

!(

!( !(

!(!(

!(

")

!(

!(

!(

")

!(

!(

!( ")")!( !( ")

!(

!(

!( ")!(

!(")")

!(") !(

!(

")

")")

")")

")

!(

")")")

!(

!(

!(!(")

!(

!(

!(

!(")

!(

!(

!(

!(

!(

")

!(

!(")!(

!(

") !(!(

!(

")

!(

")!(

!(

!( !(")

!(

")

!(

")")

!(

!(

!(!(

!(

")

!(

!(

!(

")")

!(

!(!(!(

")

!(

!(

!(

")

!(

!(

!(!(

")!(

")")

!(!(

!(

")!(

")")

!(

!(

!(!(!(

!(

!(

")

!(!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(!(

")!( !( !(

!(

!(!(

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(

!(!( !(

!(!(!(!(

!( !(

!(!(

!(

")

!(!(

!(

")

!(!(

!(

!(!(!(

!(

!(

!(!(!(

!(

!(!(!(

!(!(

!( !( !(!(

!(

!(!(!(!(

!(

!( !(

!(

!( !(!( !(!(!(!(!( !(!( !(!(!(

!(

!(!(

")

!(

!(

!(")

!(

!(

!(!(

!(

!( !( ")

!(!(!(!(

!(

!(!( !(

!(

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(

!(!(

!(")!(

!(!(

!(

!(!(

!(!(

")

!(!(!(!(

!(")

!(

!(

!(

!(

")

!(

!( ")

!(

")")

!(

!(

!(!(!( !(

!(!(

")

!(

!(

!(!(

!(

!(

!(

!(

!(!(

!(!(

")

!(

!(

!(!(

!(

")

!( !(

!(

")

")!(

")!( !(!(!(")!(

")

!(!( !(!(!(

")

!(!(!(

!(

!(!(!(

!(

")

!(

!(

!(

!(!(

!(!(

")!(

!(

!(!(")

")!(

!(!(

!(!( !(!(!(

!(

!(!(

!(

")

!(

!(

")

!(!(

") ")!( !(

!(!( !(

!(

!(

!(

!(!( !(

!(

!(

!(!(

!(")

!(

!( !(")!(")")")

!(")

!(

!(

")")

!(!(

!(

")!(!(

!(

!(!(

!(

!(

!(!(

!(

!(

") !(")

")

!(!(

!(!(

!(

!(

!(

")

!(!(!(

!(

")!(

")") !(")")!(

!(") !(

!(

")")

!(

!(

")

!(

")!(!( !(

!(!(

!(")

!(

")

!(!(

")!(

")

!( !(!(

!(!(

!(")

")")

!( !(!(!(

!(

!(")

!(

!( !(!(

!(

!(

!(")

")!(

!(

!(

!(!(

!(!(

")

")

!(!(

!(!(

!( !( !(

")

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(")

!(

")!(!(

!(!(!(

!(

")!(

!(

!(

!( !(!( !(!(

!(

")

!(!(

!(!( !(

!(

!(!(!(

!(!(!( !(

!(")

!(

!(

!(!(!( !(

!(

")

!(!(!( ")!( !(!(")!(!(

!(

!(") !( !(!(!( !(!(!(")!(

")!(!(!(

!(

!(

!(

!(!(!(!( !(

!(!(

!( !(

!(!(

!(

!(!(

!(

!(!(

!(

!(!(!( !(!(

!(!(

!(

!(

")

!(

!(!(

!(")

!(!(!(!(!(

!( !(

!(!(

")

!(

!(!(!(

!(

!(

!(!(

!(

!(!(!(

!( !(!( !(!(!(

!(")

!(!(!(!(

!(

!(

!(!(!(!( !(

!(

!(

!( !(

!(!(!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(

!(

!(

!(!(

!(!(

!(

!(

!( !(!(!(

!(

!(!(

")!(

!(

!(

!(

!(

!(!(!( !(

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(

!(

!(")

!(

")

!(!(

!(")

!(!(")

!(

!(!(

")!(!(

!(

!(")

!(!(

")

!(

!(!(

")

!(!(!(

")!(

!(

!(

!(

!(

")!(

!(

!(

!(!(

!(

")

")

!(

!(

!(

!(

!(

")

!(

")

!(

!(

!(

!(

!(!(

")!(!(

!(

")")

!(

!(

!(

!(

!(

")

!(

!( !(

!(

!(

")")") !(")!( ")")")")")")")

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(!(

!( !(!(

!(!(!(

!(

!(

!(

!( !(

!(

") ")")

!( !(

!(!(

!(

")

!(!(

")

")

!( !(!(

!(!(

!(

!(")

")!(

!(!( ")!(

!(

")!(

!(

")

")

")!( ")!(

")

")!(")")

!(!(

!(

!(

!(")")

!(

!(!(

!(

")!( ")")")

!(

!(

!(!(")")

")

")

")")!(

!(

!(")")!(!( ")

")

!(!(

")")")")

!(

")!(

")

")

")

!(

!(

")

!(

!(!( ")")!(

!(")

!(

!(

")

!(

!(

!(

!(

!( !(!(

!(

!( ")

")

!(

")!(!(

!(!(

!(!(

!(

")!(

!(!(

!(

")

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(!(

!(

!(

") ")")

!(

!(

")!(

!(

!(

!(

")

!(

")!(

!(

")

!(

!(

!(

!(

")!(

!(

")!(

") !(

!(!(!(!(

!(!(

!(

!(

!(

!(!(

!(!(

")

!(") !(

")")")

!(!(!(!(

!(

!(

!(!(!(!(!(

!(

")

!(

!(

!(

!(

!(")")

!(

!(

!(

!(!(!(

")")

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(!(

")

!(!(

")

!(!(!(!(!( ")

!( !(

!(!(

!(

")

!(

!(

!(!(!(

")

!(

!(

!(

!(

!(!(

!(!(

") !(!(

!(

!(!(!(

!(!(!(

!(

!(

!(

!(

!(!(

!(

") !(!(!(!(!(

!(!(

!(

!(!(!(!(!(

!(!(

")

!(!(

!(

!(")!(

!(

!(

")!(

!(

!(

")

!(!(

")

!(

!(

!(!(

!(

!(

!(!(

!(

!(

!(!(

!(

")

")

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(")

!(!(

!(")

")

!(

!(

!(!(

!(!(

!(")

!(")

!(

")")")")")")!(")")")")")

")")")")")!(

")

!(!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

")

")!(!(

!(

!(

!(!(!(

!(!(

!( !(

")")

!(

!(

!(!(

")

!(

!(

!(

!(!(!(!( !(

!(

!(!(

!(") ")!(!(

!(!(")

!(

!(

!(

!(

")

!(!(

!(!( ")

!(

")!(

!( !(!(

!( !(

!(

!(

!(

")")!(

!(

")!(!(!(!( !(!(!(!( !( !(!(

!(

!(

") ")

!(

!(!(

")

!(!(

!(!(

!(!(

!(

")!(!(!(")!( !(

!(

!(

!(!(

!(!(

!(

!(

!(!(!(

!(

!(

!(

")!(

!(

!(

!(!(!(

!(!(!(!(!(

!(!(

!(

")

!(

")!(!(

!(

!(")

!(!(!(!(!(

")

!(

!(!(

!(") !(!(

!(

!(

!(

")!(") !(!(

")

!(

")

!(!(

!(")

!(

!(!( ")!(!(

!(

!(!(

!(

") ")!(

")")")

")

!(!(

!(")

")

!(!(

")!(

!(!(

!(")

!(

!( ")!(

")

")

")

!(

")

")!(

!(

!(!(")")

")

!(

!(

")

")!( ")

!(

!(

")

!(

")!(

!(!(")")

!(

")")")")")")!(!(!(!(!(

")!(")")")!(!(

!(

!(!(")")

!(

!(") !(

!( ")

!(

")

!(!(

")

!(

")

!(

!(!(

!(

")

!(

")

")!(

")")!(

!(!(

")!(!(

!(") ")!(

!(

")!( !(

")!(")

!(

!(

!(

!(!(")")

")

!(

")

")

!(")

!(

!( ")")")

!(!(

!(!(

")!(!(

!(

!(

") ")")

")!(!(!(

!(

!(

")")") !(")

!(!(

!(

")

")

") ")") ")

!(!(

!(")

!(!(")

!(

")

")

!(

!(

!(

!(

")

")

")

!(!(

!(

!( !(!(!(")

!(

!(

!(!(

!(!(

!(!(

!(!(!( ")!(!(

!( !(

")!(

!(

!(!(

!( ")!(

!(

")!(!(!(!(!( !(!(!(!( !(!(!(

!(!(

!(!(

")

!( !(!(")

!(

!(!(

!(

!(!(")

!(!(!(!(!(!(!(

!(

")!( !( !(!(

")

!(!(!(

!(

!(!(!(!( !(!(!(!(!(!(!(!(!(!( !(!( !(!( !(!(!(!(!(")

!(

")

!( !(

")

!( !(!(!(!(

!(

!( !(!(!( !(!(!( !(

!(

")

!(

!(

")

!(!( !(!(!(

")")")")")

!(!(

")

")

!(

!(

")

!(!(!(!(!(

")

!(!(

")

!( !(

")

!(!(

!(

!( !(!(

")

!(!(

")

!(!(

!(!(

")")

!( !(!( !(

!(

!(!(!(!(!(!( !(

!(

!( !(

!(

!(

!(

!(!(!(!(")

")

")

")

!(

!(

!( ")

!(!(!(")

!(!(

!(!(!(!(!(

!(

")")!(

")

")

")") !(")")

!(")

!(!(

")

")!(

")

!(

")

!(")

")

")!(!(!(")

")")

!(

")")")") ")

")!(!(") !(

!( !(

")")

")")

")!(

") ")

!(!(

")

!(

")

!(

")!(

")")

")")

!(

!(

!(

")")

")

!(!( !(

") !(

!(!(

")!(

") ")

!(")

")")

")!(") ")

")

!(")

")

")")")")")

")")")")

")")")

")")!(")

")

") ")") !(") ")")

")

")") ")")")")") !(")")!(")")")

")")

")

")")")

") !(")") ") ")")")") ") ")

") ")") !(

")

")

") ")

")

")")") ")")")")")")

")

")")

!(!(")")")

")")

!(

")

") ")") ")")")") ")")!(

")")

!(

") ") ")")

!( !(

")")") ")")")

!(

")")!(

")

!(") ")")") ") ")") ")")")

!(

") ")") ") ")

!(")")")

!(

")") ")")

") ")!(

")

!(

")")!(")

!(

")!(

") ")

!(

")") ")")") ")")

!(

")

!(!(

")

!(

")

")") ")")") ")") ")") ")")")!(

")

!(!(")

!(

!(!(") ")

!(

")")")

")!( !(

!(!(")

")

")") ")

!(

!(

!(

!(!(

")")")!(") ")

!(")

")")") ")

")

")

!(")

!(

!(")!( ")!(")!(

")")

")

")")")

!( !(

!(

")

")

")

")")")

")

")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")

!(

")")

!(

")

!(

")")")")")")")")")")")

!(!(

!(

")")

!(

")

")")")")")

!(

")")")")")")")")") ")")")")")")")")")")")")

!(

")

")

")

!(

!(

")

")

!(

")")")

!(

")

!(

!(!( !(

!(

")

!(!(

")

")

!(

")

!(

!(

!(!(

")!(!(

") ")")")")")")")

!(!(

")!(!(

")

!(

!(

!(!(

")

!(

!(!(!(

!(

!(

")

!(")

!(!(

!(!(")")

!( !(")

")!(

")!(

")

!(

")")!(!(

!(!(

!(

")

!(

")

!(

")

!(!(")")")

")")

!(!(

!( !(")

")

")")!(

!(

")

!(!(

")!(")

!(

")")

!(

")!(!(!(!(

!(

!(

!(

")

!(

")")!(!(!(!(

!(!(

!(

!(!(!(!(

!(

!(

!(

!(

!(!(

")

")

!(") ")

")!(")")

!(!(")")

")!( !(") !(")!(!( ")

")

!(

!( !(

!(")

!(

!(")

")")

!(!(!(!(

")

!(

")")

")

!(

")

")

") ")

")")")!(")

!(

!(

")!(

!(

")") !( !(!(!(

") !( !(!(")")

!(!(")

")!(!( !(

!(

!(

!(!(

!(!(

!(

!(

!(

")!(

")

!(!(")")!(")!(!(!(")") !(")")")") !(!(")")

!(

!(

!(!(

!(!(!(

!(

!(!(!(!(!(!(") !(!(!( ")") !(!(

!(

!(!(!(

!(

!(!(!(!(!(!(!(

!(

")

!(!(!(!(") !(!(

!(

")

!(!(

!(!(

!(

!(

")

!(

")

!(

")

!(

!( !(

")") ")") !(

!(

!( ") ")")

!(!(!(!(

") ")!(

!(!(!(

") ")")

!(

!(

!(

")

!(

")") ")

")!(!(!(!(

!(

!(

!(

!(!(!(!(

!(

!(

!(

!(

")

!(

")

!(

!(")

!(!(!(")!(

!(")") !(

!( !(") ")")

!(

")")!(

")

")")

")

!(

!(

!(

")!(")")")

!(

!(")!( ")")")")

!(

!(")

!(

")!(!( !(

!(

!(!(

!(

!(!(!(!(")

!(!(

!(

!(

")

!(

!(!(

!(!(")

!(!(!(")!(

!(

!(!(") ")!(!(!(!(

!(!(

")!(

!(

")

!(") !(!(

!(

!(!(

!(

!(") ")")")")")")")")!(

!(

!(") ") !(

")

")!(!(

!( !(!(!(!(!( !(!(") !(

")")")") !(!(

!(!( ") !(!(") !(!( !(!(!(!( !(!(!(

")!(!(!(")")")") !(!(

!(

")!(

!(!(

!(

!(

!(!(!(

!(

!(

!(!(

!(!(

!(

!(!(

!(!(!(!( !(!( !(!( !( !(

!(

!(!(!(!(!( !(

!(

!( !(")

!(

!(!(!(!( !(

!(

!(!(!( !(

")

!(")

!(")

!( !(!(!( !(!(!(!(!(

!(!(

!(")

!(

!(") !(")

!(

")")

!(

!(

!(

!(!(!(!(

!(

!(")

!(

!(") !(!(

!(!(

!(

")")

!(

") ") !(

!(

!(

!(

")")")

!(!(

!(!(

")

!(!(

")

!(

")

!(

")

!(

")")")")

!(

")

!(

")")")")

!(

") ") ")") ")")")

!(!(

")

!(!(

") ") ")

!(

")") ")")

!(!(!(

")

!(!(

!(

")

!(

")

!(

")")

!( !( !(

")")")

!(

")

!(

")")")

")")

!(

")")

!(

")

!(

") ")

!(

")")")")")")")")")")") ")

!(

")")")")")")")")")")")")")")")")")")")")") ")")!(

!(

!(

")")

!(

!(

!(!(

")

!(!(!( !(!(

")") !(

!(!(!(!(

")")

!(

!(!(

")

!(

!(

!(!(!(

!(

!(!(

!(

!(

!(

!( !(

!(

!(!(!(

!(

")

!(

!(!(

!(

!(

!(

!( !( !(!(

")

!(!(!(!( !( !(!(!(

!(!(

!(!(!( !(!(

!(

!(

!(!(!( !(!(

!(

!(

!(")!(

!(

")

!(!(

!(!(!(!(

")

!(!(!(

")

!(

!(

!(

!(!(")

!(!(

") ")")

!(

")

!(

!(!(

!(

") !(!(

!(

")")")

!(!(!( !(!(

")

!(")

!(

!(

!( !(!( !(!( !(!(

")

!(!(

!(

!(

")

!(!(

")

!(!(!(

!(

!(

!(

!( !(!(

!(

!(!(!(

")")")")

!(

!(

!( !(

!(

!(

")

!(

")

!(!(

!(!(

!(!(!(

!(

!(!(!(

")

!(

!(

!(!(

!(!(

!( !( !(!(

!(

!( !(

")

!(!(

!( ")

!(

")

!(!(

!(")")

!(

")

!(

!(

!( !(

!(")

!(!(!(

!(

!(!(!(!( !(!(!(!( !(!(!(!(!(!(!(!(!(!( !(!(!(!(

!(

!(!(!(

!(

!(

!(!(

!(

!(!(!(

!(!(

!(!(

!( !(

!(

!(!(!(

!(!(!(!(

!( !( !(

!(

!(

!(

!( !(

!(!(

!( !(

!(

!(

!(!( !(

!(

!(!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!( !( !(

!(

!(

!(

!(!(

!(!(

!(!(!( !(!(

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(!(

!(

!(!(

!( !(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(!(!(!(!(

!(!( !(!(!(!( !(!(

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(!(!(

!(

!(

!(

!(!(

!( !(!(!(

!(!(!(!(!(

!(!(

!(

!( !(

!(

!(!(

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(

!(

!(

!(!(!(

!(!(

!(!(

!(

!(

!(

!(

!(

!( !(!(

!(

!(

!(

!(!( !(!(

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(

!( !(

!(

!(!(

!(

!(!(

!(!(!(!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(!(

!(!(!(!(

!(

!(!(

!(

!(

!(!( !(!( !(!(!(

!(!(!(

!(!(

!(

!(!(

!(

!(

!(!(

!(

!(!(

!(

!(

!(

!(!(!( !(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(

!(!( !(!(

!(!(

!(!(

!( !(

!(

!(

!(

!(

")

!(

!(

!(

!(!(

!(

!(!(

!(

!(!( !(

!(!(

!(!(!( !(!(!(!(!(!(!(!(!(!(!(!(!(!(!(

!(!(

!(

!(

!(!(

!(

!(!(!(

!(!(

!(

!(!( !(!(!( !(!(!(

")

!(

")

!(

")

!(

!(

")

")

!(!(!(!(

")")

!(

")

")")")")

")

!(")")

")")")

!(

!(

!(

!(

!(

Pielinen

44600007010000

45000006980000

45000007010000

44500006980000

Höytiäinen

Kuva 1. Kallioperähavaintojen jakautuminen Kolin kartta-alueella esitettynä topografisella kartalla. Rastit Outokumpu Oy Malminetsinnän havaintoja, valkoiset neliöt Pohjois-Karjalan malmiprojektin havaintoja ja punaiset täplät Geologian tutkimuskeskuksen havaintoja. Fig. 1. Distribution of bedrock observations in the Koli map-sheet area plotted on a topographic map. The observations made by Outokumpu Exploration are marked with crosses, the observations by the North Karelia Ore Project are marked with white squares and the observations by the Geological Survey of Finland are marked with red dots. Kuvan muokkaus: J. Kokkonen. Kartta-aineisto: Maanmittauslaitos, lupa nro 370/MYY/05. J. Kokkonen has compiled the figure. The maps are provided by the National Land Survey of Finland, permit no. 370/MYY/05.

Mineraalikoostumusmäärityksiä ja kemiallisia analyysejä tätä karttalehtiselitystä varten ei ole erikseen tehty. Selitykseen on valittu julkaisuista ja Pohjois-Karjalan mal-miprojektin raporteista 34 tyyppiesimerkkiä kivilajien kemiallisista koostumuksista. Yksi uusi radiometrinen iänmääritys on tehty GTK:n isotooppigeologian laboratoriossa. Kemiallisesti analysoitujen näytteiden, ikämääritysnäytteiden, selityksen valokuvien sekä retkeilykohteiden sijainti on esitetty liitteessä 1.

Geofysikaalisilla matalalentoaineistoilla, varsinkin magneettisella kartalla (liite 2) on ollut merkittävä osuus kallioperäkarttaa laadittaessa etenkin heikosti paljastuneilla alueilla.

Koska Nunnanlahden alue on paitsi geologisesti myös taloudellisesti merkittävä, siitä laadittiin erillinen kartta mittakaavassa 1:25 000 (liite 3).

Kolin kallioperäkartta sekä tämä kallioperäkartan selitys liitteineen on laadittu ryh-mätyönä. Päävastuun työstä on kantanut Lauri J. Pekkarinen, mafisten juonikivien ku-vauksista vastaa Jouni Vuollo ja kvartsiittien, kiilleliuskeiden ja rakenteen kuvauksista vastaa pääasiassa Jarmo Kohonen. Ikäsuhteiden ja geologisen kehityksen kuvauksesta vastaavat Jarmo Kohonen ja Lauri J. Pekkarinen. Olli Äikäs on vastannut Väli-Suomen

11


kallioperäkartoitushankkeen puolesta käytännön kenttätyöstä sekä töiden koordinoinnista GTK:ssa ja selityksen uraaniesiintymiä koskevasta luvusta. Jukka Eskelinen on ollut mukana kartoituksen kaikissa vaiheissa ja digitoinut suuren osan aineistosta. Aeromag-neettisen kartan ovat tuottaneet Jouni Lerssi ja Anni Vuori GTK:n aerogeofysikaalisesta aineistosta. Kallioperäkartan ja selityksen liitteiden pohjakarttojen toteutuksesta ja kart-tojen työstämisestä painokuntoon ovat vastanneet Anni Vuori ja Jyrki Kokkonen. Asko Kontinen, Hannu Huhma ja Peter Sorjonen-Ward ovat antaneet rakentavia neuvoja ja ohjeita tätä selityskirjaa muokattaessa. Kallioperäkartan ja selityksen käsikirjoituksen on tarkastanut Reino Kesola. Selityksen suomen kielen on tarkastanut Marja Muittari-Kokkonen ja Johannes Palojärvi on kääntänyt tiivistelmän, yhteenvedon sekä kuvien ja taulukoiden tekstit englanniksi. Työryhmä esittää kaikille työtä avustaneille parhaat kiitoksensa.

KAllioPeRän yleiSPiiRteet

Kallioperäkartalla on värein ja päällemerkinnöin kuvattu ja jaoteltu kartta-alueen kivi-lajit. Raja arkeeisten ja niiden peitteenä olevien paleoproterotsooisten kivilajien välillä kulkee mutkitellen kartta-alueen itä- ja pohjoisosassa. Paleoproterotsooiset muodostumat ovat alkujaan kerrostuneet syvälle kuluneen arkeeisen kallioperän (arkeeisen pohjan) päälle.

Kartta-alueen arkeeiset kivilajit ovat osa laajaa Itä-Suomen arkeeisen kallioperän aluetta. Valtakivilajeina ovat granitoidit, jotka pääosin ovat migmatiittisia ja osaksi sy-väkivimäisiä tonaliitteja, trondhjemiitteja ja granodioriitteja. Niitä esiintyy Turunvaa-rassa, Pielisen saarissa ja Larinsaaren–Savikylän, Kolin rannan ja Pielisen itärannan alueella.

Arkeeisten migmatiittien ja granitoidien väleihin on lomittunut ja jäänyt sulkeumiksi pääosin metavulkaniiteista ja vulkaanisperäisistä metasedimenteistä koostuvia vihreä-kivivyöhykkeitä. Niistä laajimmat ovat Ipatin ja Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeet. Nunnanlahden vihreäkivet ovat pääosin mafisia metavulkaniitteja, joihin liittyy ultra-mafisia kiviä ja pienin määrin myös felsisiä metavulkaniitteja. Ipatin vihreäkivissä on vähemmän mafisia metavulkaniitteja, ja valtakivinä ovat intermediääriset ja felsiset metavulkaniitit.

Pääosan kartta-alueesta kattavat kuitenkin paleoproterotsooiset Pohjois-Karjalan liuskealueen kvartsiitit ja kiilleliuskeet. Kolin kvartsiittijakso on pääosin kiinni ker-rostumisalustassaan, ja arkeeisen pohjan ja paleoproterotsooisen kerrostuman välinen epäjatkuvuus on paikoin nähtävissä pohjamuodostumineen (Sariola, Kyykän ryhmä). Niiden päälle ovat kerrostuneet erityyppiset kvartsiitit (Jatuli, Herajärven ryhmä). Län-nempänä sijaitsevien kvartsiittijaksojen, Kuhnustan kaaren ja Juuanvaarojen jakson kvartsiitit poikkeavat Kolin jakson kivistä. Ne ovat vaikeammin korreloitavissa, eikä niiden kerrostumisalustaa voi varmuudella osoittaa.

Kvartsiittijaksojen länsi- ja eteläpuolinen alue on osa laajaa Höytiäisen poimuttu-nutta allasrakennetta, jonka kivet koostuvat pääasiassa kiilleliuskeista: metapeliiteistä, turbidiittisista metagrauvakoista ja metahiekkakivistä. Laajempia alueita käsiteltäessä niistä on käytetty nimitystä kiilleliuskeet tai Kalevan liuskeet. Niiden ja kvartsiittialueen kontakti näyttää olevan yleensä tektoninen, siirrosten synnyttämä. Karttalehden länti-simmässä osassa on alloktonisia yksiköitä, jotka rajautuvat ylityöntösiirroksiin, joiden yhteydessä esiintyy paitsi mustaliuskeita myös Outokumpu-assosiaation kiviä.

12


Kolin kartta-alueen kallioperästä on tunnistettu kolmen eri ikäryhmän mafisia juo-nikiviä. Vanhimman ikäryhmän (2 200 Ma) differentioituneet mafiset intruusiot esiin-tyvät kerrosjuonina arkeeisen pohjan ja kvartsiittien kontaktin tuntumassa ja osittain kvartsiiteissa. Toisen ikäryhmän (2 100 Ma) Fe-tholeiittiset metadiabaasit esiintyvät yleensä luode-kaakkosuuntaisina juoniparvina kvartsiittialueilla ja arkeeisen pohjan puolella. Kolmannen ikäryhmän (1 970 Ma) tholeiittiset diabaasit ovat edellisiä vähem-män muuttuneita ja esiintyvät samoin vain kvartsiiteissa ja arkeeisen pohjan puolella. Eri-ikäisten juonien avulla kvartsiitteja on pystytty paremmin ryhmittelemään. Liki-pitäen samanikäisiä mutta hieman nuorempia (1 960 Ma) ovat Outokumpu-assosiaati-on serpentiniiteissä esiintyvät gabrot, joita esiintyy mm. Huutokosken serpentiniitissä kartta-alueella 4224.

Kallioperän ja sen kivilajien rakenteita rikkovat eri-ikäiset ruhjeet ja siirros- ja yli-työntövyöhykkeet, joista jotkin ovat aktivoituneet useampaan kertaan.

Kolin kartta-alueen korkokuvassa (kuva 1) yhdistyvät selvät kallioperän rakenteet sekä jääkauden lopulla syntyneet maaperän muodot (Rönty 2002). Kivilajien eroosiokes-tävyys, johon kiven kemiallisten ja fysikaalisten ominaisuuksien lisäksi vaikuttavat myös siirroksiin liittyvä ruhjeisuus ja rakoilu, määrää pääasiassa korkeussuhteet. Tämän vuoksi Kolin jakso, Kuhnustan kaari ja Juuanvaarojen jakso, jotka koostuvat pääosin kulutusta kestävistä kvartsiiteista, näkyvät korkokuvassa vaaraketjuina, ja niiden kalliot ovat hyvin paljastuneita (kuva 1). Sitä vastoin kiilleliuskevaltaisilla alueilla, kuten Höytiäisen ym-päristössä, pinnanmuodot ovat loivia ja paljastumia on niukemmin ja epätasaisemmin.

Vuorenpoimutuksen jäljet näkyvät kaikkialla Pohjois-Karjalan kallioissa. Lähes koko kartta-alueella, aivan itäisintä osaa lukuun ottamatta, kaikki hallitsevat rakennepiirteet liittyvät svekofenniseen orogeniaan ja ovat iältään proterotsooisia (1 900–1 880 Ma). Tuona aikana kvartsiittien alun perin vaaka-asentoiset kerrokset kallistuivat ja työntyivät toistensa päälle länteen ja etelään kallistuneina laattoina ja Höytiäisen altaan liuskeet vääntyivät tiukoille poimuille. Lisäksi kerrokset taipuilivat ja kiviin syntyi liuskeisuutta sekä ruhjoutuneita hiertosaumoja. Arkeeisen pohjan kivet murjoutuivat isompina loh-koina länteen viettäviksi kielekkeiksi. Lämpötilan ja paineen kohoaminen aiheutti vuo-rijonon uumenissa kivien uudelleen kiteytymisen eli metamorfoosin. Höytiäisen altaan peliittiset kivet näyttävät metamorfoituneen itäosassa ylemmän vihreäliuskefasieksen olosuhteissa, mutta läntisimmässä osassa metamorfoosi on tapahtunut jo amfiboliittifa-sieksen olosuhteissa.

ARKeeiSiA KiVilAJeJA

Laajaan Itä-Suomen arkeeisen kallioperän alueeseen (Luukkonen & Sorjonen-Ward 1998) kuuluvia kivilajeja esiintyy Kolin kartta-alueen itä- ja pohjoisosassa. Ne peittyvät länsi- ja eteläpuolelta paleoproterotsooisen Pohjois-Karjalan liuskevyöhykkeen alle.

Kartta-alueen arkeeiset kivilajit koostuvat valtaosaltaan granitoideista ja migmatii-teista, joiden rakenne ja koostumus vaihtelevat alueittain. Granitoidien ja migmatiittien sisään on rutistunut, hiertynyt ja poimuttunut pääosin vulkaniiteista ja vulkaanisperäisistä sedimenteistä koostuvia liuskejaksoja eli ns. vihreäkivivyöhykkeitä. Huomattavimmat näistä ovat Ipatin ja Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeet. Niiden lisäksi arkeeisten granitoidien sisässä on pienialaisia vihreäkivien jäänteitä. Kallioperäkartalle vihreäki-vivyöhykkeiden kivilajit on merkitty amfiboliittina, sarvivälkegneissinä, kvartsi-maa-sälpägneissinä, serpentiniittinä ja vuolukivenä.

13


Vihreäkivivyöhykkeet

Ipatin vihreäkivivyöhyke

Kolin vaarajakson pohjoispään poimurakenteessa eli Hattusaaren synkliinissä (Piirainen & Vuollo 1991) kvartsiittikaaren ulkolaitaa reunustaa Ipatin vihreäkivivyöhyke, joka alkaa etelästä Ipatin kukkulasta (4313 11) Kolin kylältä ja kaartuu Hattusaaren kylän Niinilahden (4313 12) kautta Lahnalahden alueelle (4313 09). Pituutta tällä vyöhykkeellä on Kolin kartta-alueella noin 15 km ja leveyttä enimmillään 1,5 km. Magneettinen kartta (liite 2) osoittaa poimun kärjen ulottuvan Pielisen alle ja edelleen Juuan kartta-alueelle (4314 10). Väyrynen (1933, 1954) on käyttänyt tämän vihreäkivivyöhykkeen kivistä nimitystä Ipatti-muodostuma. Tässä kallioperäkartan selityksessä on käytetty nimitystä Ipatin vihreäkivivyöhyke (vrt. Rossi 1975; Luukkonen & Sorjonen-Ward 1998).

Vihreäkivivyöhykkeen rakenne on Kolin poimun alueella monimutkainen. Rakenne-havainnot osoittavat, että sen liuskeet deformoituivat merkittävästi myös proterotsooise-na aikana. Samat poimutukset ovat tuottaneet alun perin loiva-asentoisiin kvartsiitteihin ja pystyasentoisiin vihreäkivivyöhykkeen liuskeisiin geometrisesti erilaisia rakenteita. Rakenteen tulkintaa vaikeuttavat myös Kolin karjaliittisen kerrosjuonen osueet ja muu-tamat metadiabaasijuonet. Kolin poimun mahdollista syntymekanismia on kuvannut Kohonen (1991).

Ipatin vihreäkivivyöhykkeessä esiintyy kivilajien tiuhaa vaihtelua. Valtakivilajeina ovat intermediääriset pyroklastiset kivet, jotka ovat enimmäkseen hienorakeisia tuffe-ja, harvemmin lapillituffeja, mutta karkeampiakin pyroklastiitteja esiintyy esim. Ipatin alueella. Amfiboliittiutuneita emäksisiä vulkaniitteja esiintyy vähemmän, yleensä vain kapeina vyöhykkeinä lähempänä kvartsiittialuetta. Osa niistä saattaa olla laavoja ja osa ehkä tuffeja. Näissä kivissä on yleisesti happamia tuffeja välikerroksina ja paikoin myös ohuina vyöhykkeinä. Joukossa on puolipinnallisia porfyriittejä ja porfyyrejä, jotka myö-täilevät vulkaanisperäisten liuskeiden kerrosrakenteita. Niistä yleisimpiä ovat kvartsi-maasälpäporfyyrijuonet.

Vihreäkivivyöhykkeen ulkolaitoja kohti tuffeihin on sekoittunut sedimenttistä ainesta ja kivet vaihtuvat tuffiittisiksi liuskeiksi. Näihin liittyy myös mustaliuskemaisia kerrok-sia. Koska Ipatin vihreäkivivyöhykkeestä on yksityiskohtainen kuvaus Rossin (1975) pro gradu -työssä, tässä esitetään vain lyhyt kuvaus painottaen uudempia tutkimuksia.

Pääosa Ipatin rinteen (4313 12) vihreäkivistä on erilaisia pyroklastisia kiviä, joiden rakenne vaihtelee hienorakeisista tuffeista lapillituffeihin ja vulkaanisiin breksioihin. Niiden koostumus vaihtelee intermediäärisestä emäksiseen. Tunnusomaisia ovat sar-vivälkeliuskeet, jotka ovat ilmeisesti muuttuneita tuffeja, sillä ne sisältävät vain vähän plagioklaasia, mutta lisänä on kvartsia ja runsaasti kloriittia ja epidoottia (vrt. Väyrynen 1954; Rossi 1975). Joukossa on intermediäärisiä kiviä, joissa on plagioklaasia hajarakei-na. Osa niistä saattaa olla laavoja mutta osa mahdollisesti puolipinnallisia kiviä. Myös happamampia kvartsi-maasälpäporfyyrijuonia esiintyy (vrt. Rossi 1975: keratofyyrit). Lähempänä rantaa esiintyy serisiittiliuskeita ja karbonaattia sisältäviä kloriitti-biotiitti-liuskeita. Niissä näkyy paikoin grauvakkamaista kerrosrakennetta. Nämä ovat ilmeisesti tuffiitteja, eli ne ovat syntyneet vulkaniittien rapautumismateriaalista sen kerrostuessa uudelleen.

Ipatista pohjoiseen Purnuniemessä vuorottelevat tummat sarvivälkeliuskeet ja felsiset tuffit, ja lähempänä rantaa esiintyy samankaltaisia liuskeita kuin Ipatin alarinteessä. Käränkälammen ja Rapasaaren (4313 12) välisellä alueella kivet koostuvat felsisistä lius-

14


keista, kiilleliuskeista, biotiitti-kloriittiliuskeista, tremoliittiliuskeista ja grafiittiliuskeista (Rossi 1975). Pääosa niistä näyttää olevan vulkaniittien rapautumistuotteista syntyneitä tuffiitteja. Vihreäkivivyöhyke ulottuu koilliseen Pielisen alle, eikä sen yksityiskohtia siltä osin tunneta.

Niinilahden kautta Savikylän Purnulahden tienoille (4313 09) jatkuva vihreäkivivyö-hykkeen osa on Kolin karjaliittisen kerrosjuonen pilkkoma. Alueen valtakivilajeina ovat vihertäväraitaiset intermediääriset tuffit, joista karjaliitti on lohkaissut kaikenkokoisia kappaleita (kuva 2). Intermediääriset tuffit ovat yleensä hienorakeisia, ja vain harvoin niissä esiintyy lapillituffimaisia osia (kuva 3). Ne koostuvat pääosin plagioklaasista, vaaleasta amfibolista ja kiilteistä. Niissä esiintyy ohuina kerroksina ja vyöhykkeinä am-fiboliittiutunutta mafista vulkaniittia. Se on tummaa ja koostuu pääosin sarvivälkkeestä ja plagioklaasista ja lienee tuffisyntyistä.

Sekä mafisissa että intermediäärisissä vulkaniiteissa on felsisiä tuffeja välikerroksina ja paikoin paksumpina vyöhykkeinä (kuva 4). Niiden paksuus vaihtelee muutamasta sentistä muutamaan kymmeneen metriin. Felsiset tuffit koostuvat pääosin plagioklaasista, kvartsista, kalimaasälvästä ja pienestä määrästä kiilteitä. Kivessä on myös harvakseltaan suurempia plagioklaasirakeita. Lähempänä Pielisen rantaa tuffiperäisten liuskeiden väri vaihtuu tummaksi ja niiden rakenne kerralliseksi. Niihin liittyy myös kiilleliuskemaisia sekä mustaliuskemaisia kerroksia.

Kuva 2. Raitaisen intermediäärisen tuffin (vas.) ja karjaliitin (oik.) kontakti. Karjaliitissa on sulkeumana tuffikappale.Fig. 2. Contact of a banded intermediate tuff (on the left) and a karjalite (on the right). The inclusion of the karjalite is a fragment of tuff.Kompassin pituus 12 cm – Length of compass 12 cm.Juuka, Kissavaara, 4313 09B, x = 7007879, y = 4488642 (41 – LJP – 03).Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

15


Kuva 3. Intermediäärinen pyroklastinen kivi.Fig. 3. Intermediate pyroclastic rock.Laatta 12 cm – Tag 12 cm.Lieksa, Häkinniemi, 4313 12B, x = 7007750, y = 4492070 (98 – JJE – 02).Valokuva – Photo: J. Eskelinen.

Kuva 4. Mafisessa vulkaniitissa on felsisen vulkaniitin välikerroksia (vaalea), joissa näkyy pienoispoimu-tusta. Fig. 4. Interbeds of felsic volcanic rocks (light) with small-scale folding in the mafic volcanic rock.Kompassin pituus 12 cm – Length of compass 12 cm. Juuka, Kissavaara, 4313 09D, x = 7007581, y = 4488408 (33 – LJP – 03).Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

16


Alueelle ovat tyypillisiä mafisia ja intermediäärisiä vulkaniitteja leikkaavat kvartsi-maasälpäporfyyrijuonet. Ne lävistävät myös felsisiä tuffeja mutta esiintyvät kuitenkin niiden yhteydessä lähes konformeina kerrosjuonina. Niiden paksuus vaihtelee muuta-masta sentistä muutamaan metriin. Kivessä esiintyy hajarakeina kvartsia ja plagioklaasia välimassan koostuessa pääosin maasälvistä, kvartsista ja kiilteistä.

Nunnanlahden vihreäkivivyöhyke

Nunnanlahden vihreäkivivyöhyke sijaitsee Juuan kunnan eteläosassa Kajaani–Joensuu-tien länsipuolella. Vyöhyke on linssimäinen, noin 15 km pitkä ja leveimmältä kohdaltaan noin 2,5 km leveä arkeeinen liuskejakso arkeeisten granitoidien ja paleoproterotsooisten liuskeiden välissä (liite 3).

Vihreäkivivyöhykkeen kivet ovat valtaosaltaan vulkaanisperäisiä amfiboliitteja ja osaksi sarvivälkegneissejä, ja niissä on ohuina välikerroksina tai vyöhykkeinä kvartsi-maasälpägneissejä. Niihin liittyy läheisesti kvartsi-maasälpäporfyyrijuonia, joiden on havaittu leikkaavan näitä vulkaniitteja, mutta ei serpentiniittejä eikä vuolukiviä.

Vihreäkivivyöhykkeen itäosan vulkaniiteissa esiintyy pahkuina, ohuina linsseinä ja myös laajempina massiiveina serpentiniittejä ja talkki-karbonaattikiviä (liite 3), jotka edustavat metamorfoituneita ultramafisia kiviä. Talkki-karbonaattikivestä on käytetty nimitystä vuolukivi. Tähän ympäristöön liittyy myös vähäisiä kvartsikivilinssejä.

Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeessä on lukuisia metadiabaasijuonia, ja alueen länsikontaktin tuntumassa on karjaliittinen kerrosjuoni.

Amfiboliitit ja sarvivälkegneissit. Pääosa vihreäkivivyöhykkeen amfiboliiteista näyt-tää olleen alun perin massiivisia laavoja. Se on voitu todeta vyöhykkeen pohjoispäässä paremmin säilyneiden primääripiirteiden perusteella. Etelämpänä nämä kivet ovat vah-vemmin liuskettuneita, rapautumispinnaltaan vihreitä-tummanvihreitä. Paikoin niissä on raidoittain kellanvihreitä epidoottiutuneita laikkuja ja ohuita maasälpä- ja epidoottisuo-nia, joissa voi olla lisäksi kvartsia ja karbonaattia. Raekooltaan kivet ovat enimmäkseen pieni-keskirakeisia, mutta joukossa on karkeampia gabromaisia kiviä sekä puolipinnal-lisia sarvivälkeporfyriittejä.

Jokseenkin hyvin säilyneitä tyynylaavarakenteita on havaittu alueen pohjoispään mafisissa kivissä mm. Kantolassa, Hanhilammella ja Särkivaarassa. Tyynyt ovat defor-maatiossa hieman litistyneitä, ja niiden pituus vaihtelee 20 cm:stä 90 cm:iin. Tyynyjen keskiosa koostuu etupäässä vihreästä sarvivälkkeestä ja plagioklaasista. Paikoin on myös maasälpärikkaita laikkuja. Keskiosan kivi on suhteellisen pienirakeista, ja sen ympärillä on usein karkeampi kellanvihreä reunus. Reunus sisältää amfibolin ja maasälvän lisäksi epidoottia ja joskus myös karbonaattia. Paikoin tyynyjen keskellä on kvartsitäytteinen keskuskaasurakkula. Tyynyt ovat siinä määrin litistyneitä, ettei yläpinnan suuntaa ole voitu varmuudella määrittää, mutta Kantolassa se näyttäisi olevan koilliseen (Kohonen ym. 1989). Särkivaarassa tyynyt ovat osittain breksioituneita, ja tässä yhteydessä kivi on voimakkaasti epidoottiutunut (kuva 5).

Mafisten metavulkaniittien päämineraaleina ovat amfiboli ja plagioklaasi. Amfiboli on yleensä sarvivälkettä, jonka väri vaihtelee vaaleanvihreästä vihreään. Paikoin sarvivälke on osittain muuttunut biotiitiksi ja kloriitiksi. Plagioklaasi (oligoklaasi-andesiini) muo-dostaa tyypillisesti pienirakeisen mosaiikkimassan sarvivälkerakeiden väliin. Paikoin se on osittain korvautunut epidootilla ja kloriitilla. Muita yleisesti esiintyviä mineraaleja ovat kvartsi, karbonaatti, titaniitti, ilmeniitti ja apatiitti.

17


Sarvivälkegneissejä esiintyy vain kapeina vyöhykkeinä felsisten liuskeiden (kvart-si-maasälpägneissit) yhteydessä. Ne ovat hienorakeisia ja vaaleanvihreitä, pääosin plagioklaasista ja sarvivälkkeestä koostuvia kiviä. Kerrosrakenne viittaa vulkaaniseen syntyperään, ja ne ovat todennäköisesti metamorfoituneita intermediäärisia tuffeja.

Kvartsi-maasälpägneissit ovat yleisiä ohuina (0,1–15 m) välikerroksina mafisissa metavulkaniiteissa. Paikoin ne kuitenkin muodostavat leveämpiä vyöhykkeitä (100–200 m), kuten Saarijärven länsipuolella, Rumpalinvaarassa, Särkivaaran pohjoispuolella sekä ultramafisten kivimassojen reunoilla Mustanvaarassa ja Mölönjärven länsipuolella (kuva 6; liite 3).

Kvartsi-maasälpägneissit ovat mitä ilmeisimmin metamorfoituneita felsisiä tuffeja ja osin tuffiitteja, ja ne ovat koostumukseltaan pääosin happamia, osin myös intermedi-äärisiä. Ne ovat rapautumispinnaltaan vaaleita, harmahtavia, punertavia tai vihertäviä kiviä. Tyypillistä on hento raitaisuus, joka joissakin tapauksissa edustaa primääristä kerroksellisuutta ja ilmenee vaaleiden ja tummien mineraalien vuorotteluna. Felsiset metavulkaniitit näyttävät hiertyneen herkästi, mikä myös on aiheuttanut raitaisuutta, kuten Mölönjärven länsipuolelta on havaittu. Happamien ja intermediääristen tyyppien ero näkyy vain tummien ja vaaleiden mineraalien määräsuhteissa. Näihin liittyvät kiil-lerikkaimmat kivet muistuttavat kiilleliuskeita ja ovat ilmeisesti tuffiitteja.

Kvartsi-maasälpägneissit ovat liuskettuneita. Niiden raekoko on yleensä 0,1–0,3 mm mutta vaihtelee lapillituffimaisissa kivissä millimetrin sadasosista kahteen millimetriin. Hyvin karkearakeisia pyroklastiitteja tai vulkaanista breksiaa ei ole havaittu. Tavalli-

Kuva 5. Tyynylaavabreksiaa. Fig. 5. Pillow lava breccia.Mittatikku 12 cm – Scale 12 cm. Juuka, Särkivaara, 4313 06B, x = 7006747, y = 4471186 (99 – LJP – 03).Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

18


simmat päämineraalit ovat plagioklaasi ja kvartsi. Lisäksi on vaihtelevasti biotiittia, kloriittia, serisiittiä ja sarvivälkettä. Plagioklaasi on koostumukseltaan albiittia ja joskus oligoklaasia. Biotiitti on usein kloriittiutunutta, ja sarvivälke on kiteytynyt uudelleen sälöiksi ja suuremmiksi porfyroblasteiksi. Serisiitti esiintyy myös useiden millimetrien suuruisina kasaumina, jotka näyttävät paljastumilla porfyroblasteilta. Lapillituffeissa esiintyvät hajarakeina kvartsi ja plagioklaasi sekä kivilajikappaleina monikiteiset kvart-sirakeet ja kvartsi-maasälpäfragmentit. Muita tyypillisiä mineraaleja ovat turmaliini, apatiitti, epidootti, titaniitti ja zirkoni. Harvinaisempia ovat granaatti, karbonaatti ja rutiili.

Malmimineraaleista yleisimmät ovat ilmeniitti ja rautasulfidit. Varsinaisia musta-liuskeita ei ole havaittu, mutta grafiittia esiintyy pölymäisenä joissakin sulfidipitoisissa kivissä.

Kvartsi-maasälpäporfyyrijuonet. Kvartsi-maasälpäporfyyriä esiintyy etupäässä vih-reäkivivyöhykkeen keski- ja eteläosassa metavulkaniitteja leikkaavina juonina. Kvartsi-maasälpäporfyyrin ja mafisen metavulkaniitin kontaktit ovat terävät. Sitä vastoin kvartsi-maasälpäporfyyrin ja felsisen metavulkaniitin kontaktit eivät ole niin selväpiirteisiä, ja osa juonten aineksesta on tunkeutunut konformisti felsisen metavulkaniitin kerrosten väleihin. Juonten ei ole havaittu leikkaavan ultramafiitteja.

Kuva 6. Felsisen vulkaniitin (vas.) ja mafisen vulkaniitin kontakti pystysuorassa kallioseinämässä. Felsinen vulkaniitti on hiertynyt kontaktin lähellä ja on ruosteista rautakiisujen takia. Fig. 6. Contact of a felsic volcanic rock (on the left) and of a mafic volcanic rock on a vertical rock face. Close to the contact the felsic volcanic rock is sheared and it is rusty due to iron sulphides.Kynän pituus 14 cm – Length of pen 14 cm.Juuka, Saarijärvi, 4313 06C, x = 7003042, y = 4476382 (362 – LJP – 03).Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

19


Kvartsi-maasälpäporfyyrit ovat vaihtelevasti liuskettuneita ja rapautumispinnaltaan harmaita, punertavia tai vihertäviä kiviä. Niissä on havaittu sulkeumina mafisten me-tavulkaniittien kappaleita. Deformoitumisen takia porfyyrinen rakenne ei aina näy pal-jastumissa selvästi mutta on mikroskooppisesti tunnistettavissa.

Kivessä on kvartsi- ja plagioklaasihajarakeita (Ø 1–4 mm) plagioklaasista, kvartsista ja biotiitista koostuvassa, pienirakeisessa välimassassa. Plagioklaasi on koostumuksel-taan albiittia, ja sitä on enemmän kuin kvartsia. Deformoituneissa osissa on haamumaisia plagioklaasihajarakeita ja kvartsikasaumia. Kivessä on vähän biotiittia, ja sen muuttumis-tuloksena on kloriittia. Harvemmin on sarvivälkettä. Lisänä on pieniä määriä apatiittia, turmaliinia, titaniittia, zirkonia ja malmimineraaleja.

Ultramafiset kivet – serpentiniitit, vuolukivet ja kontaktikivet. Nunnanlahden vihreä-kivivyöhykkeen metavulkaniitteihin liittyy kiinteästi serpentiniittejä ja vuolukiviä sekä niiden kontaktimuunnoksia ohuina konformeina linsseinä ja pahkuina mutta myös laa-jempina massiiveina. Koska Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeen metaultramafiiteilla ja metavulkaniiteilla näyttää olevan tiivis yhteys, niin ultramafiset kivet kuvataan tämän luvun yhteydessä. Serpentiniitit ja vuolukivet on kallioperäkartassa esitetty samalla sym-bolilla, mutta liitteessä 3 ne on voitu erotella omiksi alueikseen.

Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeen ultramafiset kivet ovat muuttuneet monessa vaiheessa (Lipponen 2000). Alkujaan mahdollisesti duniittisista kivistä on ensin synty-nyt serpentiiniytymisen kautta serpentiniittejä. Myöhemmin serpentiniiteissä tapahtui talkki-karbonaattimuutosprosessi, joka aiheutti vuolukivien syntymisen. Tämän vuoksi serpentiinit ja vuolukivet esiintyvät yhdessä, samoissa linsseissä ja massiiveissa (liite 3). Talkki-karbonaattimuuttumisen aste vaihtelee, ja suurimmissa massiiveissa, kuten Mustanvaarassa sekä Mölönjärven ja Saarijärven länsipuolen linsseissä, muuttumatto-man serpentiniitin osuus on suuri.

Serpentiniitit ovat massiivisia, paikoin kuutiollisesti rakoilleita ja rapautumispin-naltaan vaaleanvihreitä tai vihertävänruskeita. Erityisen hyvin ne ovat paljastuneena Mustanvaaran massiivissa (kuva 7). Päämineraaleina esiintyy serpentiiniä (antigoriit-ti) ja joskus myös karbonaattia, talkkia ja amfibolia. Malmimineraaleista yleisin on magnetiitti, jonka keskellä on kromiitin jäänteitä; lisänä on pienin määrin rautakiisuja, kuparikiisua ja pentlandiittia. Alkuperäisestä mineralogiasta kertovat karbonaatin ja magnetiitin ympäröimät oliviinin pseudomorfiset rakeet.

Mustanvaaran serpentiniittimassiivin keski- ja eteläosaa lävistävät muutamat eri-ikäiset paleoproterotsooiset metadiabaasijuonet. Metadiabaasijuonet lävistävät myös serpentiniitin laitaan liittyvän talkki-karbonaattimuuttumisvyöhykkeen, eli muuttuminen on tapahtunut jo ennen juonien tunkeutumista.

Saarijärven eteläpään länsipuolella on pegmatiittigraniitin keskellä noin 200 m:n läpimittainen serpentiniittilohko. Serpentiniitti on reunaosistaan muuttunut talkki-kar-bonaattikiveksi, ja kontaktissa on tremoliitti-kloriittikiveä (Lipponen 2000).

Vuolukivet ovat massiivisia, paikoin liuskeisia talkki-karbonaattikiviä, ja rapautu-mispinnaltaan ne ovat nahan värisiä mutta tuoreelta pinnaltaan harmaanvihreitä. Päämi-neraalit ovat talkki ja karbonaatti (magnesiitti). Vaihtelevasti on magnetiittia ja vähem-mässä määrin kloriittia, tremoliittia, serpentiiniä, ilmeniittiä ja sulfideja. Serpentiniitin muuttuminen näyttää edenneen rintamana massiivien laidoilla ja pitkin heikkousvyö-hykkeitä niin, että ohuimmat linssit ja massiivit ovat lähes kokonaan vuolukiveä. Nämä vuolukivet esiintyvät mafisten ja felsisten metavulkaniittien ympäröiminä kymmenien metrien paksuisina muodostumina.

Vuolukiven ja sen sivukiven väliin on kehittynyt 0,5–3,5 metrin levyinen muutos-

20


vyöhyke järjestyksessä: talkki-karbonaattikivi – talkkiliuske – tremoliitti-aktinoliittikivi – kloriittiliuske (Lipponen 2000). Kloriittiliuskeen ja sivukiven kontakti on yleensä haarniskapintojen rajaama (kuva 8). Vuolukivien sisällä esiintyy ohuita (2–3 m) juo-nimaisia kloriittiliuskelinssejä. Tyypillisesti kloriittiliuskeissa on harvakseltaan pieniä omamuotoisia magnetiittikiteitä ja satunnaisesti sulfideja. Samankaltainen mutta ohut muuttumisvyöhyke on havaittu Koskelan vuolukivimuodostumaa leikkaavan metadia-baasijuonen kontaktissa.

Kvartsikivet – sertit. Kärenvaaran ja Vuokinmonttujen alueella on vuolukiviesiinty-mien ja metavulkaniittien välissä paikoin ohuina välikerroksina ja linsseinä kvartsikiviä (liite 3). Esiintymien paksuus vaihtelee muutamasta metristä muutamaan kymmeneen metriin. Kalliopaljastumien lisäksi kvartsikiviä on havaittu Kärenvaaran alueen kaira-usnäytteissä (Kohonen ym. 1989). Kivi on lasimaista, vaihtelevasti raitaista ja rapau-tumispinnaltaan sinertävää tai vihertävää. Kivessä on epätasaisesti vihertäviä, pääosin amfiboleista koostuvia raitoja, joiden vahvuus vaihtelee millimetreistä muutamiin sent-timetreihin. Tuukki (1991) on tulkinnut ne serteiksi, mutta ne ovat voineet syntyä myös serpentiiniytymisen yhteydessä kuten Outokummussa (vrt. Kontinen ym. 2006).

Kuva 7. Mustanvaaran massiivin serpentiniittiä. Fig. 7. Serpentinite in the Mustanvaara massif.Pariston pituus 5 cm – Length of battery 5 cm. Juuka, Mustanvaara, 4313 06B, x = 7006979, y = 4473857 (311 – LJP – 03).Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

21


Vihreäkivivyöhykkeiden jäänteitä

Arkeeisella granitoidialueella on havaittu vihreäkivivyöhykkeiden jäänteitä, mittavim-mat Letmakassa ja Larinsaaressa (4313 06; liite 3) ja pienempiä kohteita Turunvaaran alueella (4313 03).

Letmakan epäsäännöllisen muotoisen vihreäkivialueen suurin läpimitta on noin 0,5 km. Sen reunoilla on keskenään vuorottelevia mafisia ja felsisiä metavulkaniitteja. Nämä ovat melko hienorakeisia ja suurelta osin raitaisia. Alueen kaakkoisosassa on serpentiniittilinssi, joka magneettisen kartan perusteella on vain pieni pintaan puhjennut osa syvyyssuuntaan laajenevasta serpentiniittimassasta. Serpentiniitti on tummanvihreää ja hyvin rikkonaista. Sen kontaktivyöhykkeet ovat peitteiset.

Larinsaaren esiintymä on muutaman sadan metrin pituinen, kapea vihreäkivialue gra-nitoideissa. Kivi on pääosin mafista metavulkaniittia, jossa on kapeita magnetiittiraitoja; niistä löydettiin pesäkemäisesti esiintyvää kuparikiisua Outokumpu Oy Malminetsinnän syväkairauksissa.

Turunvaaran granitoidialueen Haapalammen kartoitusprofiililta on raportoitu vähäisiä, kapeita liuskevyöhykkeitä, joissa on koostumukseltaan tholeiittisia ja andesiittisia vahvas-ti amfiboliittiutuneita kiviä (Kohonen ym. 1989). Kivet ovat hyvin heterogeenisia, koska

Kuva 8. Hiertynyttä kloriittiliusketta vuolukiven kontaktivyöhykkeestä. Fig. 8. Sheared chlorite schist from the contact zone of a soapstone.Kynän pituus 14 cm – Length of pen 14 cm.Juuka, Vuokinmontut, 4313 06B, x = 7007360, y = 4473326 (145 – LJP – 03).Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

22


ne ovat alkuperältään suurelta osin pyroklastiitteja. Paikoin niissä on kiilleliuskemaisia raitoja. Kivien pääkomponentteina ovat plagioklaasi ja sarvivälke, joskus myös biotiitti ja diopsidi. Kivissä on tapahtunut biotiittiutumista, kloriittiutumista, serisiittiytymistä ja epi-doottiutumista. Paikoin niihin on muodostunut kalimaasälpäporfyroblasteja. Samankal-taisia kiviä esiintyy laikkuina myös muualla Turunvaaran granitoidialueella. Turunvaaran amfiboliittiset kivet ovat paljon vahvemmin muuttuneita kuin Nunnanlahden vihreäkivet, ja myös niiden kemiallisessa koostumuksessa on eroja (ks. Kohonen ym. 1989).

Granitoidit

Kolin kartta-alueen arkeeinen kallioperä koostuu valtaosaltaan granitoideista, joiden rakenne ja koostumus vaihtelevat jonkin verran alueittain. Kartalla granitoidit on jaettu neljään ryhmään: a) tonaliittis-trondhjemiittis-granodioriittiset gneissit ja migmatiitit, b) leukotonaliitti ja granodioriitti, c) porfyyrinen granodioriitti ja d) pegmatiittigraniitti. Laajin granitoidialue ulottuu Kolin kvartsiittijakson ja Ipatin vihreäkivivyöhykkeen itäreunasta Pielisen yli Vuonislahden ranta-alueelle. Toinen, hieman pienempi granitoidi-alue ulottuu Kolin kvartsiittijakson pohjoispuoliselta ranta-alueelta Pieliselle. Kolmas on Turunvaaran–Nunnanlahden granitoidialue kartta-alueen luoteisosassa. Erilliset pienet arkeeiset granitoidit Nunnanlahden alueella ja kartta-alueen kaakkoisosassa ovat linssejä, jotka ovat ilmeisesti deformaatiossa joutuneet proterotsooisten muodostumien väliin.

Pielisen rantojen ja saarten granitoidit

Pielisen itäranta. Pielisen itäpuolella Vuonislahden kylän alueella on paljastuneena migmatiittia ja hyvin heterogeenista tonaliittigneissiä. Tonaliittigneissi sisältää usein haamumaisia kiilleliuskeraitoja, kuten Vuonislahden kylällä. Tavallisimpia ovat kui-tenkin erilaiset migmatiittiset tyypit, joissa paleosomina on kiillegneissiä ja usein myös katkeilleita amfiboliittikerroksia; neosomina on vaaleaa trondhjemiittista kiveä (kuva 9). Kivissä on lisäksi kapeita apliitti- ja pegmatiittijuonia. Vuonislahden alueella on havaittu myös muutamia kapeita metadiabaasijuonia.

Tonaliittigneissin päämineraalit ovat tavallisesti plagioklaasi, kvartsi ja biotiitti. Pla-gioklaasi on osittain muuttunut serisiitiksi. Kalimaasälpää esiintyy vain harvoin. Akses-sorisina mineraaleina on epidoottia, karbonaattia, titaniittia ja apatiittia.

Vuonislahdesta etelään Kiviniemessä kivi vaihtuu lyhyellä matkalla punertavaksi, suuria (Ø 0,5–3,0 cm) kalimaasälpärakeita sisältäväksi porfyyriseksi granodioriitiksi (kuva 10). Monin paikoin kivi on deformoitunutta. Välimassa koostuu plagioklaasista, kvartsista ja biotiitista sekä pienestä määrästä serisiittiä, epidoottia, titaniittia ja opaakkia. Paikoin myös plagioklaasi esiintyy suurempina rakeina.

Porfyyristä granodioriittia pystytään seuraamaan rantaa pitkin etelään noin 7 km, ja se jatkuu itään karttalehdelle 4331. Samankaltaisia kivilajeja on tavattu myös etelämpänä Jänissaarten alueella.

Pielisen saaret. Aeromagneettisen kartan (liite 2) perusteella voidaan Pielisen alta tun-nistaa luode-kaakkosuuntaisia ruhjevyöhykkeitä. Muutamia niistä on esitetty kallioperä-kartalla. Niihin liittyy myös ruhjeliuskeita. Yksi ruhjevyöhykkeistä sijaitsee Laitosaaren ja Hiekkasaarten kautta kulkevan Pielisen harjujakson (Huttunen ym. 2003) kohdalla. Aeromagneettisen kartan perusteella migmatiitit ja tonaliittigneissit näyttävät jatkuvan samankaltaisina Vuonislahdelta länteen tähän ruhjevyöhykkeeseen saakka.

23


Kuva 9. Poimuttunut migmatiittinen tonaliittigneissi, paleosomina kiilleliusketta ja amfiboliittia, vaaleat neo-somiraidat ovat trondhjemiittisia. Fig. 9. Folded migmatitic tonalite gneiss with light trondhjemitic neosome bands, the palaeosome being mica schist and amphibolite.Laatta 12 cm – Tag 12 cm. Lieksa, Vuonislahti, 4313 12B, x = 7008300, y = 4499670 (330.2 – JJE – 02).Valokuva – Photo: J. Eskelinen

Kuva 10. Deformoitunut porfyyrinen granodioriitti. Fig. 10. Deformed porphyritic granodiorite.Laatta 12 cm – Tag 12 cm. Lieksa, Selkäranta, 4313 11D, x = 6997600, y = 4499800 (162 – JJE – 02).Valokuva – Photo: J. Eskelinen.

24


Romonsaarten ja Murtosaaren välillä on lukuisia saaria, joista suurimmat ovat Kel-vänsaari ja Rääkkyy. Näissä on suuria avokallioita, jotka koostuvat pääosin heterogee-nisista migmatiiteista (kuva 11) ja vähemmässä määrin tonaliitti- ja trondhjemiittigneis-siosueista (kuva 12). Nämä kivityypit vaihtelevat keskenään siinä määrin, ettei niiden esiintymisalueita voi rajata. Paikoin kivet ovat vahvasti hiertyneitä. Liuskeisuudet ovat yleensä lounais-koillissuuntaisia ja niiden kaateet jyrkkiä. Migmatiiteista tavallisimpia ovat raitamigmatiitit (kuva 13), mutta paikoitellen esiintyy myös schollen- tai schlie-renmigmatiitteja. Paleosomiaines on tavallisesti kiillegneissiä, mutta katkeilleet amfi-boliittiraidat ovat myös yleisiä (kuva 11). Osa amfiboliiteista saattaa olla katkeilleita arkeeisia juonia. Harvemmin on myös kvartsi-maasälpäliusketta. Neosomi on yleensä trondhjemiittista. Paikoin kivet ovat lukuisien kapeiden apliittijuonien lävistämiä. Myös pegmatiittijuonet ovat tavallisia, ja niiden leveys vaihtelee muutamasta sentistä pariin metriin (kuva 11).

Tonaliittigneissit koostuvat pääosin plagioklaasista, kvartsista ja biotiitista. Lisäksi niissä on muuttumistuloksena vaihtelevasti serisiittiä, epidoottia, kloriittia ja karbo-naattia, ja paikoin on vähän kalimaasälpää. Aksessorisina mineraaleina on apatiittia, titaniittia ja opaakkia. Trondhjemiittigneissit poikkeavat edellisistä lähinnä siinä, että tummien mineraalien osuus niissä on hyvin vähäinen.

Merilänrannassa on muutamia paljastumia vaaleaa leukotonaliittia ja granodioriittia

Kuva 11. Tonaliittigneissiä (vas.) ja migmatiittia (oik.). Migmatiitin paleosomina amfiboliittia (vihreä) ja kiilleliusketta (harmaa). Tumma kivi on ilmeisesti arkeeinen mafinen juoni. Neosomiaines on trondhjemiittista. Oikealla on 10 cm leveä pegmatiittijuoni. Fig. 11. Tonalite gneiss (on the left) and migmatite (on the right). The palaeosome of the migmatite is of amphibolite (green) and mica schist (grey). The dark coloured rock is obviously an Archaean mafic dyke. The neosome material is trondhjemitic. On the right there is a 10 cm broad pegmatite dyke.Laatta 12 cm – Tag 12 cm. Lieksa, Kalkunluoto, 4313 11D, x = 6997620, y = 4496840 (168.2 – JJE – 02).Valokuva – Photo: J. Eskelinen.

25


Kuva 12. Amfiboliittiluiroja poimuttuneessa trondhjemiittisessa gneississä. Fig. 12. Amphibolite schlieren in folded trondhjemitic gneiss.Laatta 12 cm – Tag 12 cm. Lieksa, Pieni Tolvanen, 4313 12C, x = 7002650, y = 4495220 (105.3 – JJE – 02).Valokuva – Photo: J. Eskelinen.

Kuva 13. Raitamigmatiittia. Paleosomiaines kiilleliusketta ja neosomiaines trondhjemiittia.Fig. 13. Banded migmatite. The palaeosome consists of mica schist and the neosome of trondhjemite.Laatta 12 cm – Tag 12 cm. Lieksa, Romonsaaret, 4313 12B, x = 7005220, y = 4494340 (60.2 – JJE – 02).Valokuva – Photo: J. Eskelinen.

26


(Rossi 1975), ja samat kivilajit näyttävät jatkuvan kaakkoon vesialueelle. Kivet ovat kylläkin liuskettuneita mutta vähemmän deformoituneita kuin edellä kuvatut Pielisen itä-puolen kivet. Kivissä on runsaasti apliittijuonia ja harvakseltaan pegmatiittijuonia. Kivet koostuvat pääosin plagioklaasista, kvartsista, kalimaasälvästä ja biotiitista. Plagioklaasi on usein serisiitin samentama, ja lisämineraaleina on apatiittia, titaniittia ja opaakkia. Kalimaasälvän määrän mukaan kivi on joko granodioriittia tai leukotonaliittia.

Pielisen länsirannan granitoidit. Pielisen länsirannalla gneissimäiset leukotonalii-tit ja granodioriitit rajautuvat mantereella Kolin jakson liuskeisiin. Pielisen alla ne on havaintojen puuttuessa rajattu kartalla Sikosaaren ja Iso-Hölön kautta kulkevaan Kolin kerrosjuoneen. Tämä granitoidi sisältää gammasäteilykartan perusteella enemmän to-riumia ja uraania kuin Pielisen saarten ja itärannan granitoidit (kuva 52).

Alueen valtakivilaji on vaalea, pilsteinen leukotonaliitti, jossa on melko usein vaih-televan levyisiä pegmatiittijuonia ja paikoin myös apliittijuonia. Kivi koostuu pääosin plagioklaasista ja kvartsista sekä pienestä määrästä kalimaasälpää, biotiittia, serisiittiä. Usein kivessä on muuttumistuloksena serisiittiä ja kloriittia ja lisämineraaleina apatiit-tia, titaniittia, zirkonia ja opaakkia. Paikoin esiintyy epidoottipitoisia laikkuja. Kali-maasälpää sisältäviä granodioriittisia kiviä näyttää esiintyvän runsaammin lähempänä liuskejakson kontaktia.

Kolin jakson kontaktin läheisyydessä granitoidit ovat voimakkaasti hiertyneitä, ja itse kontaktissa granitoidien voidaan nähdä paikoitellen muuttuneen serisiitti-kvartsi-liuskeeksi useiden metrien leveydeltä (muinaisrapautuma; ks. Huttunen ym. 2003, s. 47). Samankaltaisia rapautumia esiintyy etelämpänä Hirvivaaran alueella.

Kolin rannan leukotonaliitit ja granodioriitit muistuttavat Merilänrannan alueen vas-taavia kiviä, ja onkin mahdollista, että ne ulottuvat idässä Pielisen harjujakson kohdalla olevaan ruhjevyöhykkeeseen saakka.

Rekilammesta kaakkoon ja Herajärven Eteläpäänselän kaakkoispuolella (4313 10) on kvartsiittien ja juonikivien välissä kapeita granitoidilohkoja. Niissä kiviaines on vah-vasti hiertynyttä ja lohkojen kontaktit ovat tektonisia. Rekilammen lohkossa on havaittu graniittiutumista.

Kolin jakson pohjoispuolinen granitoidialue. Kolin jakson pohjoispuolella kallioperä koostuu suurelta osin samankaltaisista migmatiiteista ja tonaliittigneisseistä kuin edellä kuvattu alue Pielisellä, Kolilta itään. Migmatiitit ovat valtakivilajeina Pielisen saarissa. Paleosomeina esiintyy sekä kiillegneissiä että amfiboliittia. Paikoin migmatiiteissa on tiukkaa pienoispoimutusta (kuva 14). Neosomiaines on yleensä trondhjemiittista. Lius-kejäänteet saattavat olla useiden metrien levyisiä. Syväkivimäiset tonaliittigneissiosueet ovat selvästi vähemmistönä. Tarkkaa rajaa migmatiittien ja tonaliittigneissien välille ei voi vetää. Paikoin on havaittu myös tummempia dioriittisia gneissejä. Migmatiiteissa on myös suurempia poimuja, kuten Savilahden Louhiniemessä.

Pielisen rannasta Kolin kerrosjuonta kohti tonaliittigneissit muuttuvat syväkivimäi-siksi ja samalla liuskejäänteiden määrä vähenee. Tonaliittigneissi koostuu pääosin pla-gioklaasista, kvartsista ja biotiitista. Kalimaasälpää on erittäin vähän tai ei ollenkaan. Plagioklaasin muuttumistuloksena on usein serisiittiä ja paikoin epidoottia. Kivessä on paikka paikoin suurempia plagioklaasirakeita. Aksessorisina mineraaleina esiintyy kloriittia, apatiittia, titaniittia, zirkonia ja opaakkia.

Vielä homogeenisempia tonaliittigneissejä esiintyy kvartsiitin ja pohjoisemman (Savi-lahden) kerrosjuonikaaren välillä. Nämä ovat väriltään vaaleanharmaita ja paikoin myös punertavia, silloin kun niissä on kalimaasälpäporfyroblasteja. Vaaleat apliittigraniitit ja pegmatiittigraniitti leikkaavat niitä paikoin. Migmatiittien osuus alkaa kasvaa uudelleen

27


Larinsaaren–Haukilammen ruhjevyöhykkeestä luoteeseen, missä sijaitsee myös Letma-kan vihreäkivilohko.

Eteläisemmän kerrosjuonikaaren ja kvartsiitin välissä on Savijärven pohjoispuolella n. 2 km pitkä tonaliittigneissilinssi. Hieman pienempi, ruhjevyöhykkeen pilkkoma linssi on Haukilammen tienoilla (liite 3) kokonaan kvartsiittialueen sisällä.

Turunvaaran–Nunnanlahden granitoidialue

Tässä kuvataan ne granitoidialueet, jotka sijaitsevat Nunnanlahden–Louhilammen yli-työntösiirroksen länsipuolella. Laajin yhtenäinen granitoidialue on Nunnanlahden vih-reäkivivyöhykkeen ja Kuhnustan jakson länsipuolella. Siitä Frosterus ja Wilkman (1920) käyttivät nimitystä Turunvaaran granitoidialue. Nunnanlahden ympäristössä (liite 3) on muutamia pienempiä granitoidialueita, joita tässä kuvataan erikseen. Ylityöntösiir-roksen ja vihreäkivivyöhykkeen väliin jää Kattilanotkon granitoidilohko. Etelämpänä ylityöntösiirrokseen rajoittuvan arkosiitin ja vihreäkivivyöhykkeen välissä on Mölön-järven–Saarijärven granitoidilohko. Härkinlammen itäpuolella on pieni alue pegmatiit-tigraniittia ja Aittosuolla lisäksi pieni tonaliittigneissilohko.

Turunvaaran granitoidialue. Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeen ja Kuhnustan jak-son länsipuolen kallioperä koostuu pääosin epähomogeenisista, tonaliittisista ja trondh-

Kuva 14. Pienoispoimuttunut raitamigmatiitti, paleosomi amfiboliittia, neosomi trondhjemiittia. Fig. 14. Small-scale folding in banded migmatite. The palaeosome consists of amphibolite and the neosome of trondhjemite.Laatta 12 cm – Tag 12 cm. Juuka, Pyysaari, 4313 09B, x = 7007900, y = 4484270 (285.3 – JJE – 02).Valokuva – Photo: J. Eskelinen.

28


jemiittisista gneisseistä, joissa on vaihtelevasti migmatiittisia osueita. Välittömästi Nun-nanlahden vihreäkivivyöhykkeen länsipuolella esiintyy enimmäkseen syväkivimäisiä trondhjemiittisia gneissejä, joita on myös vihreäkivivyöhykkeen luoteispään pienissä granitoidilinsseissä. Kauempana lännessä kivet ovat pääosin hiertyneitä tonaliittigneisse-jä, ja ne jatkuvat samankaltaisina Rauanjärven synformin itälaidan ruhjevyöhykkeeseen saakka.

Rauanjärven synformin luoteisjatkeilla Jaakonlammen ja Haapovaaran välisellä alueella erottuu kallioperäkartassa kahden ruhjevyöhykkeen rajaama lohko, jossa lähes kaikki kivet ovat vahvasti hiertyneitä (Kuusela 2003). Synformin pohjalla ovat kvart-siitit ja serisiitti-kvartsiliuske. Luoteessa niiden alta on paljastuneena vahvasti hierty-neitä migmatiitteja sekä trondhjemiittisia ja tonaliittisia gneissejä. Erityisesti Haapa-lammen tienoilla tämän lohkon granitoideissa on vaihtelevan kokoisina liuskejäänteinä vulkaanisperäisiä kiviä, joita Kohonen ym. (1989) ovat kuvanneet yksityiskohtaisesti. Ylimmäisen Turunlammen itä- ja kaakkoispuolella on migmatiittista gneissiä, joka on voimakkaasti suuntautunutta ja hiertynyttä. Se koostuu tonaliittis-trondhjemiittisesta kivestä, jota graniittiset juonet leikkaavat. Paikoin kivi on muuttunut silmägneissiksi ja sisältää runsaasti kookkaita (Ø 1–5 cm) kalimaasälpäporfyroblasteja (kuva 15). Sen päämineraalit ovat plagioklaasi, kvartsi, kalimaasälpä, biotiitti ja kloriitti. Aksessorisina mineraaleina esiintyvät apatiitti, titaniitti, serisiitti, zirkoni ja opaakki.

Haapovaaran–Jaakonlammen hiertyneen lohkon länsipuoliset granitoidit ovat valta-osin vaaleita trondhjemiittisia gneissejä, joissa on paikoin migmatiittisia osueita (Koho-

Kuva 15. Vahvasti hiertynyttä silmägneissiä, jossa silmäkkeet ovat kalimaasälpää. Taka-alalla ehyempää pohjan kiveä. Fig. 15. Strongly sheared augen gneiss. The augens consist of K-feldspar. Less sheared rocks of the Archaean basement are discernible in the background.Laatan korkeus 4 cm – Height of tag 4 cm.Juuka, Havukkavaara, 4313 03B, x = 7006180, y = 4461419 (157 – JNK – 02).Valokuva – Photo: J. Kuusela.

29


nen ym. 1989). Kivet koostuvat pääosin plagioklaasista ja kvartsista. Joskus on hiukan kalimaasälpää. Kivissä on pienin määrin biotiittia, joskus epidoottia ja aksessorisina mineraaleina apatiittia ja titaniittia. Kivilajikontaktien lähellä kivet ovat hiertyneitä.

Kattilanotkon granitoidilohko. Kattilanotkon granitoidilohko on kartta-alueelta 4314 etelään ulottuva kieleke. Lohkon granitoidit käsittävät pääosin harmaita tai punertavia tonaliittigneissejä, ja ne koostuvat pääosin plagioklaasista, kvartsista ja biotiitista. Li-säksi on kloriittia, serisiittiä, karbonaattia, epidoottia, titaniittia, apatiittia, opaakkia ja zirkonia. Paikoin kivissä on plagioklaasiporfyroblasteja. Tonaliittigneissit ovat vahvasti hiertyneitä ylityöntösiirroksen läheisyydessä.

Mölönjärven–Saarijärven granitoidilohko. Mölönjärven ja Saarijärven itäpuolella on Mustanvaaran ja Louhilammen välillä tonaliittigneissiselänne, joka rajautuu länsipuolelta suurelta osin Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeeseen ja itäpuolelta kokonaan arkosiit-teihin. Arkosiittien kontaktialueella on useassa paikassa havaittu konglomeraatteja. Tä-män lohkon kivet ovat melko heterogeenisia vaaleanharmaita tai punertavia tonaliittisia gneissejä, joissa on paikoin vaaleampia trondhjemiittisia osueita. Kivissä on risteileviä apliittigraniittijuonia ja myös pegmatiittigraniittijuonia. Kontaktien läheisyydessä kivet ovat muuttuneita ja hiertyneitä, kuten esimerkiksi hiertovyöhykkeessä Saarijärven koil-liskulmassa, lähellä Kannaksenjoen konglomeraatin kontaktia.

Aittosuon tonaliittigneissilohko. Saarijärven länsipuolella on havaittu kapea kaistale tonaliittigneissiä Aittosuon itälaidassa (liite 3). Kiveä leikkaavat useat apliitti- ja peg-matiittigraniittijuonet, ja se on paikoin vahvasti hiertynyttä. Muutamissa paljastumissa lohkon länsireunassa on havaittu jäänteitä muinaisrapautumasta, johon sisältyy mm. haamumaisia jäänteitä pegmatiittigraniittijuonista. Kivi vaihtuu edelleen karkeaksi seri-siitti-kvartsiliuskeeksi. Tonaliittigneissin itäkontakti ei ole paljastunut.

Härkinlammen pegmatiittigraniitti. Härkinlammen ja Saarijärven välissä on grani-toidilohko, joka rajautuu länsipuolelta mafisiin juonikiviin, itäpuolelta vihreäkivivyöhyk-keeseen ja eteläpuolelta konglomeraattisiin arkosiitteihin (liite 3). Lohkon reunaosissa on paikoin nähtävissä vaalean tonaliittigneissin kaistaleita, joihin on tunkeutunut peg-matiittigraniittia epäsäännöllisinä kielekkeinä. Lisäksi pegmatiittigraniitissa on paikoin kulmikkaita vihreäkiven murtokappaleita. Pegmatiittigraniitti on punertavaa ja koostu-mukseltaan ja raekooltaan vaihtelevaa kiveä. Kivi on hyvin heterogeenista ja koostuu pääosin karkearakeisesta kvartsista, kalimaasälvästä ja plagioklaasista. Näiden lisäksi kivessä on yleisesti mustaa turmaliinia ja paikoin muskoviittia.

Geokemiallisia piirteitä

Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeen tyyppinäytteiden kemiallisia analyysejä on esi-tetty raportissa Piirainen & Vuollo (1991: taulukko 2.4). Vyöhykkeen vulkaniitit ovat geokemialliselta luonteeltaan subalkalisia. Niiden koostumus vaihtelee felsisistä inter-mediäärisiin ja mafisten kautta ultramafisiin. Felsiset vulkaniitit ovat koostumukseltaan ryoliitteja, dasiitteja ja andesiitteja ja mafiset vulkaniitit pääosin basaltteja.

Koostumusvaihtelua havainnollistavissa diagrammeissa (kuva 16) mafiset vulkanii-tit sijoittuvat tholeiittikenttään ja felsiset vulkaniitit puolestaan kalkki-alkalikenttään. Merkittävää on, että mafisten ja ultramafisten kivien koostumuksia kuvaavat kentät eivät muodosta jatkuvaa trendiä. Vyöhykkeen mafiset kivet edustavat sekä Fe-rikkaita että nor-maaleja tholeiitteja, ja tyynylaavarakenteet osoittavat niiden syntyneen ainakin osittain merenalaisessa, saarikaari- tai reuna-allasympäristössä (Kohonen ym. 1989). Tholeiittiset

30


vulkaniitit ovat pää- ja hivenainekoostumukseltaan hyvin samankaltaisia kuin arkeeis-ten vihreäkivivyöhykkeiden tholeiitit esim. Kuhmossa (Tuukki 1991). Serpentiniitit ja vuolukivet ovat syntyneet duniittisista kivistä muuttumisprosessien kautta. Jensenin (1976) diagrammissa niiden pisteet asettuvat pääosin komatiittien kenttään (kuva 16). Myös nikkelin rikastumat viittaavat komatiittiseen alkuperään ja muistuttavat Kuhmon Kellojärven serpentiniitin piirteitä (Grundström 1999; Tulenheimo 1999).

isotooppitutkimukset

Ipatin vihreäkivivyöhykkeen hapanta tuffia leikkaavasta kvartsi-maasälpäporfyyrijuo-nesta otettiin ikämääritysnäyte Kokkokallion länsipuolelta tilustien ojan pohjalta (4313 09 D, x = 7007087, y = 4488393). Hapan tuffi on välikerroksena intermediäärisessä tuffissa. Juonessa on hajarakeina omamuotoista plagioklaasia ja ovaalin muotoista kvart-sia. Hienorakeisempi perusmassa koostuu maasälvistä, kvartsista, biotiitista ja serisiitistä, ja lisämineraaleina on epidoottia, apatiittia, zirkonia ja opaakkia. Ikämääritys (A1749) on tehty Geologian tutkimuskeskuksen isotooppigeologian laboratoriossa.

Näytteen separointi tuotti kohtalaisesti zirkonia, joka raekooltaan jakaantuu tasan 200 mesh (70 µm) -seulan molemmin puolin (H. Huhma, henkilökohtainen tiedonanto 2005). Kiteet ovat lyhyitä, jokseenkin tavanomaisia, usein jonkin verran pyöristyneitä (resorboituneita), mutta osa on melko omamuotoisia ja sameudeltaan vaihtelevia. Vaih-telusta huolimatta populaatio on kuitenkin melko homogeeninen ja edustaa hyvinkin magmaattista zirkonia.

Zirkonista tehtiin kolme U-Pb-analyysiä, joiden U-mittauksen virhe on hieman nor-maalia suurempi. Tämän vuoksi Pb/U-virhe on 1 %, mutta varsinaiseen iänmääritykseen tällä ei ole erityisen suurta vaikutusta. Jonkin verran diskordanttien analyysien (taulukko 1) avulla voidaan laskea suora, jonka yläleikkaus konkordiakäyrän kanssa antaa iän 2 788

Kuva 16. Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeen liuskeiden koostumuksia Jensenin (1976) ja AFM- diagram-meilla. Modifioitu Piiraisen & Vuollon (1991) mukaan.Fig. 16. Schist compositions in the Nunnanlahti greenstone belt on Jensen’s (1976) and AFM diagrams. Modi-fied after Piirainen & Vuollo (1991). Lyhenteet – Abbreviations: SP = serpentiniitti – serpentinite, EVULK = mafinen vulkaniitti – mafic volcanic rock, FELS VULK = felsinen vulkaniitti – felsic volcanic rock, TREMK = tremoliittikivi – tremolite rock, KLORL = kloriittiliuske – chlorite schist, TREML = tremoliittiliuske – tremolite schist, VUK= vuolukivi – soapstone.

31


Näy

ttee

n pa

ikka

- s

ampl

ing

site

: Li

eksa

, Kok

koka

llio,

431

3 09

D, x

= 7

0070

87, y

= 4

4883

93 (

26-J

JE-0

3).

*) I

soto

pic

ratio

s co

rrec

ted

for

frac

tiona

tion,

bla

nk (

pb 5

0 pg

) an

d ag

e re

late

d co

mm

on le

ad (

Stac

ey &

Kra

mer

s 19

75).

**)

Err

or c

orre

latio

n fo

r 20

7Pb/

235U

vs.

206

Pb/

238U

rat

ios.

Che

mic

al p

roce

ssin

g an

d m

ass-

spec

trom

etry

by

Tuul

a H

okka

nen

and

Art

o P

ulkk

inen

.M

etho

ds fo

llow

ed s

tand

ard

proc

edur

es a

t GTK

.

Met

hods

follo

wed

sta

ndar

d pr

oced

ures

at G

TK.

Taul

ukko

1. K

okko

kall

ion

kvar

tsi-

maa

sälp

äpor

fyyr

in (

A17

49)

zirk

onie

n U

-Pb-

isot

oopp

iana

lyyt

tisi

ä tu

loks

ia (

kuva

17)

. Näy

ttee

n pa

ikka

on

esit

etty

liit

tees

sä 1

.Ta

ble

1. U

-Pb

isot

ope

anal

ytic

al d

ata

of z

irco

ns fr

om a

qua

rtz-

feld

spar

por

phyr

y at

Kok

koka

llio,

sam

ple

A17

49 (

Fig

. 17)

. Sam

plin

g si

te is

pre

sent

ed in

App

endi

x 1.

Taul

ukko

2. K

okko

kall

ion

kvar

tsi-

maa

sälp

äpor

fyyr

in (

A17

49)

Sm

-Nd-

isot

oopp

iana

lyyt

tisi

ä tu

loks

ia.

Tabl

e 2.

Sm

-Nd

isot

ope

anal

ytic

al d

ata

of th

e K

okko

kalli

o qu

artz

-fel

dspa

r po

rphy

ry, s

ampl

e A

1749

.

32


± 5 Ma (kuva 17). Kaksi analyyseistä menee tosin samaan pisteeseen, mutta nämä ovat eri seulafraktioista eivätkä siten osoita populaation heterogeenisuutta. Vaikka analyysejä ei ole enempää, voidaan ikäarviota pitää kohtuullisen luotettavana, ja zirkonin morfologian perusteella kyseessä olisi magmaattisen kiteytymisen ikä.

Kokkokallion kvartsi-maasälpäporfyyristä A1749 tehtiin myös Sm-Nd-isotooppiana-lyysi kokokivijauheesta (taulukko 2). Kiven REE-taso ja -trendi ovat varsin tavanomaiset felsisen kuoren kivelle. Sm-Nd-isotooppianalyysistä voidaan laskea initiaalisuhteeksi ε

Nd(2 788) = +0,6 ja malli-iäksi saadaan noin 2 900 Ma (DePaolon 1981 malli). Tulos

osoittaa, ettei kivessä ole huomattavaa komponenttia selvästi 2 800 Ma:n vanhemman kuoren materiaalia.

PAleoPRoteRotSooiSiA KiVilAJeJA

Kvartsiittivaltaiset liuskealueet

Kartta-alueen kvartsiittivaltaiset paleoproterotsooiset liuskeet ovat luontevasti jaotel-tavissa Kolin jaksoon idässä sekä Kuhnustan ja Juuanvaarojen jaksoihin pohjoisessa. Kolin jakso voidaan jakaa vielä eteläiseen Herajärven alueeseen, Kolin poimun alueeseen (Ukko-Kolilta Savijärvelle) ja Savijärven–Nunnanlahden alueeseen. Juuanvaarojen jakso puolestaan muodostuu itäisestä Rauanjärven synformin alueesta ja läntisestä Timovaa-ran–Polvelan alueesta, joka jatkuu karttalehdelle 4311 Polvelan suuntaan.

Kuva 17. H. Huhman laatima konkordia-diagrammi Ipatin vihreäkivivyöhykkeeseen kuuluvan Kokkokallion kvartsi-maasälpäporfyyrin (A1749) zirkonifraktioista (taulukko 1). 4313 09D, x= 7007095, y = 4488392. Diagrammiin on liitetty myös Sotkamon Taivaljärven vulkaniitin vastaavat tulokset.Fig. 17. Concordia diagram by H. Huhma of the zircon fractions (Table 1) of the Kokkokallio quartz-feldspar porphyry (A1749) belonging to the Ipatti greenstone belt. Corresponding data from the volcanic rocks in Taivaljärvi, Sotkamo are also included in the diagram.

33


Kolin jakso

Kolin jakson kvartsiitteja on kuvattu lukuisissa raporteissa ja julkaisuissa (mm. Piirainen 1968; Kohonen 1987, 1991; Marmo ym. 1988; Kohonen & Marmo 1992). Tästä syystä selityksessä pyritään Kolin jakson osalta katsauksen luonteiseen esitykseen.

Herajärven alue. Herajärven tyyppialueen kivilajeja ja primäärirakenteita on kuvattu yksityiskohtaisesti Kohosen (1987) raportissa. Tässä selityksessä tyyppialueesta esitetään lyhyt kuvaus ja muita alueita verrataan siihen.

Alimpien kvartsiittien ja arkeeisten kivien välissä esiintyy lähes poikkeuksetta seri-siitti-kvartsiliuskeita (kartalla serisiitin merkki kvartsiittikentässä). Näiden liuskeiden on tulkittu edustavan muinaisen rapakallion metamorfista vastinetta (Marmo 1986, 1992; Marmo ym. 1988; Kohonen & Marmo 1992). Kivilaji on yleensä hyvin vahvasti liusket-tunutta ja koostuu pääosin serisiitistä ja kvartsista. Kvartsi on usein varsin karkearakeista ja liuskeisuuden suunnassa litistynyttä. Tyypillisiä mineraaleja ovat kvartsin ja serisiitin lisäksi andalusiitti, kyaniitti ja paikoin kloritoidi. Alumiinin suhteellinen osuus kasvaa yksikön yläosaa kohden. Marmo (1992) on yksikön alkuperää korostaakseen nimennyt sen Hokkalammen muinaisrapautumaksi ("Hokkalampi Palaeosol").

Serisiitti-kvartsiliuskeen päälle kerrostuivat monin paikoin, kuten Vesivaaralla, Vesi-vaaran muodostuman karkearakeiset kvartsiitit ja pienipalloiset kvartsikonglomeraatit. Heikosti pyöristyneiden kvartsiklastien välimassassa esiintyy kvartsin ja serisiitin lisäksi kyaniittia ja andalusiittia. Ferrioksidipigmentti värjää muodostuman kivet usein puner-taviksi (kuva 18). Vähittäinen alakontakti, runsaana esiintyvä alumiinirikas välimassa ja maasälpien puuttuminen klastiaineksesta kytkevät yksikön läheisesti paleorapautumaan.

Kuva 18. Kvartsipalloista konglomeraattia, jossa runsaasti hematiittia, Vesivaaran muodostuma. Fig. 18. Quartz-pebble conglomerate rich in hematite. The Vesivaara formation.Kompassin läpimitta 8 cm – The diameter of the compass is 8 cm. Eno, Hirvivaara, 4313 10D, x = 6988952, y = 4499227 (131 – PGW – 86).Valokuva – Photo: P. Sorjonen-Ward.

34


Vesivaaran muodostuman vahvuus on suurimmillaan noin 60 metriä, mutta monin pai-koin se näyttää puuttuvan kokonaan (Kohonen 1987).

Vesivaaran muodostuman päällä tai joskus suoraan serisiitti-kvartsiliuskeen päällä esiintyy Kolin muodostuman kvartsipalloista konglomeraattia tai hyvin karkearakeista kvartsiittia (kuva 19). Erona Vesivaaran muodostumaan ovat pallojen ja klastien sel-västi parempi pyöristyneisyys, niukempi välimassa, kivien vaaleampi väri ja selvästi sykliset kerrosrakenteet. Ylöspäin nämä karkeaklastiset kivet vaihettuvat keskirakei-siksi ortokvartsiiteiksi. Nämä ovat kohtalaisesti lajittuneita ja väriltään vaaleanharmaita tai vihertäviä. Ortokvartsiitti sisältää kvartsin ohella jonkin verran serisiittiä ja joskus myös kyaniittia. Klastinen (blastoklastinen) rakenne ja kerroksellisuus näkyvät yleensä selvästi.

Tässä kuvattuja Vesivaaran ja Kolin muodostumien kiviä esiintyy koko Kolin jaksolla, ja ne on kartassa esitetty yhtenä kokonaisuutena. Kolin muodostuman kvartsiitti muuttuu ylimmissä osissaan vähitellen karkeammaksi, ja kvartsipalloisten konglomeraattiväliker-rosten ilmaantuessa kivessä näkyy paikoin myös klastista kalimaasälpää. Myös serisii-tin määrä usein lisääntyy. Lopulta kivi vaihettuu Jeron muodostuman karkearakeiseksi maasälpäpitoiseksi serisiittikvartsiitiksi.

Herajärven tyyppialueella Jeron muodostuman metasedimentit ovat karkeita ja osin konglomeraattisia serisiittikvartsiitteja, subarkosiitteja ja arkosiitteja, joissa esiintyy yleisesti virtakerroksellisuutta, eroosiokouruja, hienosedimentti-intraklasteja ja muita

Kuva 19. Kvartsipalloista konglomeraattia Kolin muodostuman alaosassa. Mustat pallot ovat turmaliinia. Fig. 19. Quartz-pebble conglomerate in the lower part of the Koli formation. The black pebbles consist of tourmaline.Kynän pituus 9 cm – Length of pen 9 cm.Lieksa, Mäkrä, 4313 11B, x = 6997180, y = 4491580 (Huttunen et al. 2003, p. 49).Valokuva – Photo: O. Äikäs.

35


jokikerrostumille tyypillisiä primääripiirteitä (kuva 20). Paikoin on havaittu virtaavan veden synnyttämiä aallonmerkkejä (kuva 21). Yläosastaan muodostuma koostuu melko yksitoikkoisesti serisiittipitoisista, keskirakeisista subarkosiiteista ja arkosiiteista, joil-le leimaa-antavia ovat hyvin suurimittakaavaiset virtakerrosrakenteet (Kohonen 1987; Marmo ym. 1988). Koko muodostuman maksimipaksuuden on arvioitu olevan jopa 1 000 m.

Herajärven alueella ylimmän kvartsiittiyksikön eli Puson muodostuman alakontakti Jeron muodostuman arkosiitteja vastaan vaikuttaa vähittäiseltä. Kontaktivyöhyke ei ole kuitenkaan missään yhtenäisesti paljastuneena, joten varmuutta sen suhteesta Jeron muodostumaan ei ole. Puson muodostuman alaosan kivet ovat kohtalaisesti tai hyvin lajittuneita subarkosiitteja ja maasälpäpitoisia kvartsiitteja (kuva 22). Muodostuman yläosa on litologisesti yksitoikkoinen, ja se koostuu pääosin hyvin tai erittäin hyvin lajittuneista keskirakeisista kvartsiiteista, joissa Kolin muodostumasta poiketen esiintyy hiukan klastista maasälpää. Kvartsiitit ovat tyypillisimmin väriltään vaaleanharmahtavia tai vihertäviä, mutta myös punertavia kerroksia on havaittu. Puson kvartsiittimuodostu-man kokonaisvahvuudeksi on arvioitu enimmillään 1 200 m.

Pankavaaran lohko. Pankavaaran alueella on noin 8 km pitkä ja 1,5 km leveä kvart-siittilohko, jonka metadiabaasijuonet ja kiilleliuskelohko erottavat Puson muodostuman kvartsiittien ulkopuolelle. Lohkon itäreunassa on ylityöntövyöhyke. Molemmat kontaktit ovat tektonisia, ja niihin liittyy breksioitumista ja vahvaa hiertymistä. Kvartsiitti on

Kuva 20. Virtakerroksellisuutta Jeron muodostuman arkosiitissa. Fig. 20. Cross-bedded arkosite in the Jero formation.Laatta 10 cm – Tag 10 cm. Lieksa, Kolin kylä, 4313 09C, x = 7000905, y = 4489300 (3 – OPÄ – 83).Valokuva – Photo: O. Äikäs.

36


Kuva 21. Epäsymmetrisiä aallonmerkkejä Jeron muodostuman serisiittipitoisessa kvartsiitissa. Fig. 21. Asymmetric ripple marks in the sericite-bearing quartzite of the Jero formation.Laatta 16 cm – Tag 16 cm. Kontiolahti, 4313 10 D, x = 6989890, y = 4497240 (68 – JJK – 84).Valokuva – Photo: J. Kohonen.

Kuva 22. Kvartsiitti Puson muodostu-man alaosasta. Kivessä vuorottelevat puhtaat valkoiset kvartsiittikerrokset ja harmahtavat – ruskehtavat maasälpä- ja serisiittipitoiset kvartsiittikerrokset. Fig. 22. Quartzite from the lower part of the Puso formation. Pure and white quartzite beds alternate with greyish–brownish, feldspar- and sericite-bearing quartzite beds.Laatta 16 cm – Tag 16 cm. Kontiolahti, Pukkikallio, 4313 10C, x = 6981100, y = 4497020 (46 – JJK – 84).Valokuva – Photo: J. Kohonen.

37


vaaleata, hiukan vihertävää tai punertavaa ortokvartsiittia. Lohkon sisältä on tunnistettu karjaliittinen kerrosjuoni, ja tällä perusteella lohkon ortokvartsiitti on rinnastettu Kolin muodostuman kvartsiitteihin.

Kolin poimun alue. Kolin poimun alue eroaa Herajärven alueesta poimun kärjessä, Hattusaarenkylän Rintasenvaarassa: Kolin muodostuman kvartsiitin alla sijaitseva Hat-tusaaren muodostumaksi nimetty kerrostuma alkaa polymiktisella konglomeraatilla, jonka pallot ovat arkeeisiksi felsisiksi metavulkaniiteiksi tulkittuja liuskeita sekä felsisiä syväkiviä (Rossi 1975; Kohonen & Marmo 1992). Selvä epäjatkuvuus erottaa konglome-raatin arkeeisista metavulkaniiteista. Muodostuman yläosaa kohti kivet muuttuvat kar-kearakeisiksi virtakerroksellisiksi arkosiiteiksi, jotka puolestaan näyttävät vaihettuvan ylöspäin serisiitti-kvartsiliuskeeksi (Kohonen & Marmo 1992).

Savijärven–Nunnanlahden alue. Kvartsiittialueen reunassa on nähtävissä kvartsiittien alla olevan tonaliittigneissin vähittäinen muuttuminen vahvasti rapautuneeksi kiveksi – satroliitiksi. Kiven rakenne hämärtyy muuttumisen ja voimistuvan liuskettumisen myötä. Ylemmät täysin muuttuneet osat ovat hyvin voimakkaasti liuskeisia, vaaleita tai vihertäviä serisiitti-kvartsiliuskeita, jotka vaihtuvat vähitellen selviksi konglomeraatti-siksi kerroksiksi. Paikoin on nähtävissä virtakerrosrakenteita. Muodostuman paksuus on korkeintaan muutamia kymmeniä metrejä, ja se vastaa etelämpää kuvattua Vesivaaran muodostumaa (Kohonen ym. 1989).

Edellä kuvatun muodostuman päällä on pyöristyneitä kvartsipalloja sisältäviä konglomeraattikerroksia, joiden päälle tulee vaaleanharmaa tai vihertävä kvartsiitti. Kivilaji on keskirakeista, maasälvätöntä kvartsiittia, joka sisältää 10–20 % serisiittiä. Kvartsiitissa on harvakseltaan ohuita kvartsipalloisia konglomeraattivälikerroksia. Muo-dostuman paksuudeksi on arvioitu muutamia kymmeniä metrejä. Stratigrafisesti tämä kvartsiittimuodostuma vastaa Kolin muodostumaa.

Näiden kvartsiittien päällä on runsaammin serisiittiä ja maasälpää sisältäviä vihertäviä karkearakeisia arkosiitteja, joissa on kvartsipalloja yhden pallon paksuisina ”pallojo-nokonglomeraatteina”. Serisiitin ja maasälvän keskinäisten osuuksien mukaan kivi on joko serisiittikvartsiittia tai arkosiittia. Sedimenttirakenteet näkyvät yleensä heikosti, mutta paikoin on näkyvissä kouruvirtakerroksia. Tässä kivilajiyksikössä aallonmerkit ovat yleisiä. Ylempänä taso- ja kouruvirtakerrokset vuorottelevat, ja välissä on ohuita silttiraekoon välikerroksia. Arkosiittimuodostuman minimipaksuudeksi on arvioitu 550 m. Arkosiittimuodostuma vastaa Herajärven alueen Jeron muodostumaa.

Savijärven–Nunnanlahden alueelta Puson muodostuma puuttuu, ja Herajärven tyyppialueeseen verrattuna myös alemmat muodostumat ovat ohuempia (Kohonen ym. 1989).

Kuhnustan jakso

Kuhnustan kvartsiittijakso muodostaa karttakuvassa kaarimaisen, epäsymmetrisen poi-murakenteen, ja sitä on nimitetty myös "Kuhnustan kaareksi". Poimun itäisellä kyljellä kvartsiitit ulottuvat kaakkoon Tuopanjärveen ja läntisellä kyljellä etelään Martonvaaraan. Varsinaisen Kuhnustan jakson itäpuolella on kaksi erillistä kvartsiittivaltaisten kivien aluetta, Portinkallion arkosiitti-konglomeraattilohko Mölönjärven ja Saarijärven länsi-puolella ja Hanhilampien–Louhilammen arkosiittilohko näiden järvien itäpuolella.

Yksiselitteisiä sedimenttisiä kontakteja ympäröiviin kiviin ei ole löydetty. Paikoin näyttää siltä, että Kuhnustan jakson alueella konglomeraattiset serisiitti-kvartsiliuskeet

38


ja konglomeraatit olisivat kerrostuneet ainakin osassa aluetta suoraan arkeeisten kivien päälle. Tulkintaa vaikeuttaa vielä se, että alimmat konglomeraattiset serisiitti-kvartsi-liuskeet rajoittuvat usein joko karjaliittiseen kerrosjuoneen tai metadiabaasijuoneen tai niiden kontakti jää paljastumattomaan suoalueeseen. Lisäksi kontaktivyöhykkeen kivet ovat pahasti hiertyneitä (kuva 23). Koska myös varsinaisen Kuhnustan jakson sisällä kivet poikkeavat jossain määrin toisistaan, on sen osa-alueet kuvattu erikseen.

Kuhnustan jakson pääalue. Kerrossarjassa alinna olevien serisiitti-kvartsiliuskei-den ja serisiittipitoisten arkoosikvartsiittien alaosissa on polymiktisia konglomeraatteja Koposenvaarassa, Paattimäessä ja Särkivaarassa. Näitä ovat aikaisemmin kuvanneet jo Frosterus ja Wilkman (1920), Väyrynen (1954), Piirainen ym. (1974) ja Kohonen ym. (1989). Koposenvaaran konglomeraatin pallojen koko on yleensä 1,5–2 cm, mutta paikoin suurempikin. Palloina esiintyy juonikvartsia, maasälpää, kloriittiliusketta, fel-sisiä vulkaniitteja ja myös granitoideja. Pallot ovat enimmäkseen vahvasti litistyneitä. Samankaltaisia konglomeraatteja löytyy myös Paattimäestä, edellä kuvatusta kohteesta luoteeseen. Kauempana luoteessa Särkivaaralla on tavattu konglomeraattia, joka rajoit-tuu karjaliittiseen kerrosjuoneen. Sen pallot ovat pääosin granitoideja, juonikvartsia ja myös felsisiä metavulkaniitteja. Klastien yleisin koko on 5–15 cm, ja ne ovat vahvasti litistyneitä.

Kuva 23. Hiertynyttä polymiktista konglomeraattia serisiitti-kvartsiliuskeen alaosassa. Pallot pääosin grani-toideja, harvakseltaan kvartsipalloja. Kiveä leikkaa kapea kvartsijuoni. Fig. 23. Sheared polymictic conglomerate in the lower part of the sericite-quartz schist. The pebbles consist mainly of granitoids whereas quartz pebbles occur rarely. A narrow quartz dyke cuts across the rock.Kompassin leveys 6,5 cm. – The compass is 6.5 cm wide.Juuka, Aittosuo, 4313 06A, x = 7004140, y = 4474370 (75 – JJE – 02).Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

39


Karkeissa serisiittipitoisissa arkoosikvartsiiteissa maasälpien osuus kasvaa ylöspäin, ja kivet vaihtuvat arkosiiteiksi. Paikoin näkyy haamumaisia kouruvirtakerrosrakenteita (kerrospaksuus 15–40 cm). Välikerroksina on yleisesti pienipalloista konglomeraattia. Pallot ovat yleisimmin juonikvartsia ja kalimaasälpää, mutta myös granitoideja ja klo-riittiliusketta on havaittu. Täälläkin, kuten Kolin jaksolla, maasälpien ja serisiitin määrät kuitenkin vaihtelevat, eikä osassa kiviä ole maasälpää lainkaan, vaan ne ovat vihertäviä joko serisiittikvartsiitteja tai serisiitti-kvartsiliuskeita, joissa on harvakseltaan 1–2 cm:n kokoisia kvartsipalloja. Lounaaseen päin (kerrossarjassa ylöspäin) kivet muuttuvat pa-remmin lajittuneiksi ja keskimääräinen raekoko pienemmäksi eikä palloja enää esiinny. Kuhnustan kaaren konglomeraattiset arkosiitit muistuttavat Herajärven alueen arkosiit-teja, ja ne voitaneen rinnastaa Jeron muodostumaan.

Arkosiittien yläpuolella, niiden eteläreunassa, puhtaammat kvartsiitit muodostavat kartalla sirppimäisen kaaren. Paljastumia on harvassa, mutta niitä on mm. Petralam-men lounaispuolella, Petrovaaran kaakkoispuolella ja Lahdenperuskankaan alueella. Petrovaaran talon lähellä on paljastuneena yli 30 metrin leikkaus ortokvartsiittia. Tässä leikkauksessa primäärirakenteet näkyvät kohtalaisen hyvin. Tyypillistä on laminaarisuus tai ohutkerroksellisuus, joka erottuu värisävyn ja raekoon vaihteluna. Osassa leikkausta kvartsiitti on rikkinäistä tai lasimaiseksi uudelleen kiteytynyttä. Kivi on vaaleanharmaa-ta, hieno-keskirakeista (0,5–1 mm) ja hyvin lajittunutta. Kvartsin ohella siinä on vähän serisiittiä ja aksessoreina apatiittia ja opaakkia. Voimakas venymä näkyy harvakseen esiintyvissä biotiittiporfyroblasteissa selvimmin, mutta myös kvartsirakeet ovat venymän suunnassa pidentyneitä. Nämä kvartsiitit voitaneen rinnastaa Puson muodostuman kvart-siitteihin. Eteläreunaltaan kvartsiittikerrostumat painuvat kiilleliuskekerrostumien alle. Kiilleliuskeessa havaitun hiertyneisyyden perusteella kontakti vaikuttaa tektoniselta.

Kuhnustan jakson itähaara muodostaa Tuopanjärven antiformirakenteen. Siinä Koivenvaaran–Sivakkavaaran–Rekilammen alueella arkoosikvartsiittien maasälvät ovat monin paikoin korvautuneet suurelta osin serisiitillä: kivet ovat serisiittipitoisia arkoosikvartsiitteja, serisiittikvartsiitteja ja rakenteen itälaidalla serisiitti-kvartsilius-keita. Kivissä on kvartsin lisäksi vaihtelevasti kalimaasälpää, serisiittiä ja aksessorisia mineraaleja. Rakenteen itälaidan serisiitti-kvartsiliuskeessa on yleisesti magnetiittia. Kivet ovat yleensä voimakkaasti liuskettuneita, ja kerrosrakenteet näkyvät yleensä huo-nosti. Antiformin kivet voitaneen rinnastaa Jeron muodostuman alaosan kerrostumiin. Kontaktit ympäröiviin kiviin ovat tektonisia.

Kuhnustan jakson länsihaara muodostaa Martonvaaran antiformirakenteen, joka suuntautuu Satulavaarasta Martonvaaraan. Antiformin alue on huonosti paljastunut, ja aeromagneettisia ja aerosähköisiä karttoja on käytetty tämän rakenteen rajoja hahmotelta-essa. Harvojen paljastumien perusteella antiformin valtakivilajeina ovat serisiittipitoiset arkoosikvartsiitit ja serisiittikvartsiitit. Ortokvartsiiteista ei sen sijaan ole havaintoja. Parhaiten näitä kiviä on esillä Satulavaaran koelouhoksessa, jossa serisiittikvartsiittia on louhittu rakennuskivitutkimuksia varten. Kivi on suhteellisen ehyttä ja tasalaatuista, mutta sisältää harvakseltaan pienipalloista kvartsikonglomeraattia ohuina välikerroksina. Usein nämä kerrokset ovat rautaoksidipigmentin punertavaksi värjäämiä. Kvartsipallojen lisäksi näissä kerroksissa on paikoin turmaliinia ja granaattia. Ilmeisesti antiformin kivet vastaavat Jeron muodostuman kerrostumia.

Salonkylän alueella serisiittipitoisten arkoosikvartsiittien jatkeelle vaihtuvat tremo-liittia ja karbonaattia sisältävät kvartsiitit (tremoliittikvartsiitit), mutta niiden kartalle piirretty raja on paljastumien puutteessa vain summittainen.

Portinkallion arkosiitit ja konglomeraatit. Noin 300 m Mölönjärven eteläpäästä

40


länteen sijaitsee 1,5 km:n pituinen Portinkallion lohko, jonka kivet ovat suurimmaksi osaksi karkeita konglomeraattisia arkosiitteja. Sen kumpaankin laitaan liittyy polymik-tisia konglomeraatteja. Lohkon itälaita rajoittuu pohjoisessa serpentiniittiin ja etelässä kerrosjuoneen, kun taas lohkon länsilaita rajoittuu pohjoisessa kerrosjuoneen ja arkeei-seen tonaliittigneissiin mutta etelässä pääosin kiilleliuskeeseen (liite 3).

Lohkon itälaidassa on metsätien varressa hyvin paljastuneena ”Portinkallion konglomeraatti”, jota on nimitetty myös Mölönjärven konglomeraatiksi. Portinkallioilta se jatkuu sekä pohjoiseen että etelään. Sen palloina on granitoideja, vulkaanisperäisiä liuskeita, kvartsia, maasälpää, kvartsiittia ja paikoin sen alimmissa osissa myös metadia-baasia ja karjaliittia (kuva 24). Pallojen koko vaihtelee parista sentistä puoleen metriin. Alaosan välimassa sisältää kvartsin ja maasälvän ohella myös biotiittia ja kloriittia, jotka antavat sille tumman värin. Jo kaksi kolme metriä ylempänä konglomeraatin pallot ovat enimmäkseen granitoideja, kvartsia ja maasälpää, ja välimassa muuttuu vaaleammaksi biotiitin ja kloriitin osuuden pienentyessä (kuva 25). Kerrossarjassa ylöspäin raekoon pienentyessä alkaa erottua virtakerrosrakenteita ja kivi vaihtuu karkeaksi konglomeraat-tiseksi arkosiitiksi (kuva 26).

Portinkallion konglomeraatin ja sen itäpuolella olevan serpentiniitin kontakti ei ole paljastunut, mutta kivien hiertyneisyydestä päätellen kontakti on tektoninen. Eteläm-pänä konglomeraatti rajoittuu kerrosjuoneen, ja kontakti on näkyvissä Härkinlammen pohjoispuolella. Konglomeraatti lepää siellä n. 50 asteen kulmassa kerrosjuonen gabron päällä.

Kuva 24. Portinkallion konglomeraatti: kulmikkaita karjaliitti-, metadiabaasi- ja vulkaniittiklasteja konglome-raattimuodostuman alaosassa. Fig. 24. The Portinkallio conglomerate: angular clasts of karjalite, metadiabase and volcanic rock in the lower part of the conglomerate formation. Kompassin läpimitta 8 cm – Diameter of compass 8 cm. Juuka, Portinkallio, 4313 06C, x = 7003244, y = 4475848.Valokuva – Photo: P. Sorjonen-Ward.

41


Kuva 25. Portinkallion konglomeraatti: granitoidi- ja kvartsipalloja konglomeraattimuodostuman ylemmässä osassa. Fig. 25. The Portinkallio conglomerate: granitoid and quartz cobbles in the upper part of the conglomerate formation.Juuka, Portinkallio, 4313 06C, x = 7003239, y = 4475838. Valokuva – Photo: P. Sorjonen-Ward.

Kuva 26. Portinkallion virtakerroksellista konglomeraattista arkosiittia. Topin suunta länteen. Fig. 26. Conglomeratic arkosite showing cross-bedding in Portinkallio. Younging direction is to the west.Kynän pituus 14 cm – Length of pen 14 cm.Juuka, Portinkallio 4313 06C, x= 7003193, y = 4475896 (343 – LJP – 03).Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

42


Lohkon pohjoispään länsireunan polymiktinen konglomeraatti rajoittuu myös kar-jaliittiin. Kontakti on hiertynyt ja tektoninen. Konglomeraatin pallot ovat pääasiassa pohjan granitoideja, kvartsia ja maasälpää, ja niiden koko vaihtelee 2 cm:stä 10 cm:iin. Lohkon länsikontakti ei ole paljastunut.

Hanhilammen–Louhilammen arkosiittilohko. Mölönjärven–Saarijärven arkeeisen tonaliittigneissiselänteen itälaitaa ja osittain myös länsilaitaa reunustaa kapea kaistale karkearakeisia arkosiitteja, joiden pohjaosiin liittyy konglomeraatteja. Etelässä tämä kaistale rajoittuu Louhilammen–Ylä-Koivenlammen siirrokseen.

Tonaliittigneissilohkon itäreunan hiertyneiden kivien päällä esiintyy lähes yhtenäise-nä ketjuna polymiktista konglomeraattia. Tunnetuimmat esiintymät ovat mäen rintees-sä Saarijärveä ja Mölönjärveä yhdistävän Kannaksenjoen itäpuolella. Kannaksenjoen konglomeraatissa kerrospaksuus on 30–100 cm ja kerrosten välissä on arkosiittikerroksia. Konglomeraatin pallojen tavallisin koko on 3–6 cm, mutta suurempiakin esiintyy (kuva 27). Niiden pyöristyneisyys vaihtelee. Palloina on vaaleita granitoideja, felsisiä lius-keita, juonikvartsia, pienikiteistä kvartsia, maasälpää ja magnetiittia. Tonaliittigneissin kontaktin lähellä pallot ovat venyneitä ja litistyneitä.

Konglomeraatin itäpuolella on karkeita arkosiitteja, joiden alaosissa on klasteina kalimaasälpää, kvartsia ja vaaleita granitoideja. Kalimaasälpä antaa kivelle voimakkaan punertavan värisävyn. Paikoin arkosiittien joukossa on hiertyneitä protomyloniittisia kiviä, joissa on kalimaasälpäsilmäkkeitä (porfyroblasteja). Ilmeisesti juuri nämä ovat

Kuva 27. Kannaksenjoen polymiktinen konglomeraatti. Suurelta osin litistyneet pallot ovat pääosin granitoi-deja, pienirakeista kvartsia ja maasälpää. Mukana on juonikvartsia ja tummia liuskefragmentteja. Fig. 27. The Kannaksenjoki polymictic conglomerate. The clasts, largely flattened, consist mainly of granitoids, small-grained quartz and feldspar. Vein quartz and dark schist fragments are also present.Kompassin pituus 12 cm – Length of compass 12 cm.Juuka, Mölönjärvi, 4313 06C, x = 7004135, y = 4476340 (336 – LJP – 03).Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

43


Frosteruksen ja Wilkmanin (1920, 1924) kuvaamia ”silmäliuskeita”. Arkosiitit rajautuvat idässä ylityöntövyöhykkeeseen.

Samankaltaiset arkosiitit jatkuvat sekä pohjoiseen Mustanvaaraan että etelään Lou-hilammelle kapeana vyöhykkeenä. Louhilammelta tämä vyöhyke kaartaa tonaliitti-gneissiselänteen länsireunaa seuraten Saarijärven etelärantaan. Paikoin arkosiiteissa on tavattu granitoidi- ja liuskepalloisia konglomeraatteja.

Louhilammen–Ylä-Koivenlammen siirrosvyöhykkeen itäpuolinen kvartsiittilohko. Louhilammelta Matolammen kautta Ylä-Koivenlammelle kulkee siirrosvyöhyke, jossa on terävä kivilajiraja. Louhilammen itäpuolella on Parviaislammelle ulottuva kiille-liuskeiden ympäröimä kiilamainen kvartsiittilohko. Kivi on pääosin vaaleanharmaata keskirakeista kvartsiittia. Se sisältää kvartsin ohella plagioklaasia. Välimassa koostuu kvartsista, serisiitistä, biotiitista ja kloriitista. Matolammen tienoilla tämä kvartsiitti näyttää vaihtuvan itää kohti kiilleliuskeeksi. Samankaltaisia kvartsiitteja on havaittu etelämpänä Hallalan talon luoteis- ja länsipuolella. Siellä kvartsiitissa esiintyy kiille-liuskevälikerroksia ja epäpuhtaita dolomiittikivivälikerroksia. Karbonaatin yhteydessä on paikoin myös tremoliittia. Parviaislammen länsipuolella ojan pohjassa on näkyvissä kvartsiitin länsikontakti kiilleliuskeeseen. Kvartsiitti vaihtuu puolen metrin matkalla mustanharmaaksi kiilleliuskeeksi. Kontaktissa ja kiilleliuskeen puolella on muutaman sentin paksuisia dolomiittikiviraitoja. Kontakti vaikuttaa tektoniselta.

Juuanvaarojen jakso

Aikaisempien kuvausten (Frosterus & Wilkman 1920; Väyrynen 1939; Äyräs 1966; Huhma 1975) ja tämän kallioperäkartoituksen (Kuusela 2003) perusteella Juuanvaarojen kvartsiitit poikkeavat selvästi Kolin ja Kuhnustan jaksojen kivistä. Kvartsiitit sisältävät usein tremoliittia ja karbonaattia ja joskus diopsidia. Juuanvaarojen jakso päättyy Kolin kartta-alueen puolella Timovaarassa ja Rauanjärven pohjoispuolella. Arkeeiset grani-toidit ja mafiset juonikivet jakavat jakson kaakkoispään kahteen osa-alueeseen: itäiseen Jaakonlammen–Turunvaaran alueeseen ja läntiseen Timovaaran–Polvelan alueeseen.

Jaakonlammen–Turunvaaran kvartsiittialue. Kvartsiitteja esiintyy noin kuuden kilo-metrin pituisella luoteispäästään kaksihaaraisella Jaakonlammen ja Turunvaaran väliin jäävällä alueella.

Kvartsiitit lepäävät ohuena poimuilevana laattana Turunvaaran arkeeisten granitoidi-en päällä, ja laatan länsireuna rajoittuu osittain myös leveään metadiabaasijuoneen. Kvartsiittilaatan ja granitoidien kontaktivyöhyke ei ole paljastunut, mutta alueen itäi-sen haarakkeen länsireunassa kvartsiittien alla on ohuelti karkeaa serisiitti-kvartsilius-ketta. Kiviaines muistuttaa Kuhnustan jakson arkosiittimuodostuman alaosan karkeita konglomeraattisia serisiitti-kvartsiliuskeita.

Serisiitti-kvartsiliuskeiden päällä on tremoliittia ja hieman molempia maasälpiä si-sältäviä kvartsiitteja – tremoliittikvartsiitteja. Tremoliitti esiintyy kivessä enimmäkseen kapeina raitoina (kuva 28). Välimassa koostuu pääosin kvartsista, serisiitistä, kloriitista ja karbonaatista. Runsaimmin karbonaatti- ja tremoliittipitoisia raitoja esiintyy kiillelius-kealueen kontaktin lähellä Jaakonlammen ympäristössä ja siitä etelään. Kivi muistuttaa Louhilammen–Ylä-Koivenlammen siirrosvyöhykkeen itäpuolen kvartsiitteja.

Jaakonlammen ja Alimmaisen Turunlammen välillä erottuu kahden vahvan ruhjevyö-hykkeen rajaama lohko, jossa lähes kaikki kivet ovat paikoitellen vahvasti hiertyneitä (kuva 29). Tämä on kuvattu yksityiskohtaisesti Kuuselan (2003) pro gradu -tutkielmassa.

44


Kuva 28. Tremoliittiraitaista, poimuttunutta kvartsiittia. Fig. 28. Tremolite-banded, folded quartzite.Kolikon läpimitta 21 mm – Coin 21 mm in diameter. Juuka, Jaakonlampi, 4313 03A, x = 7004164, y = 4463090 (204 – JNK – 02). Valokuva – Photo: J. Kuusela.

Kuva 29. Vahvasti hiertynyt tremoliittiraitainen kvartsiitti (protomyloniitti). Fig. 29. Strongly sheared tremolite-banded quartzite (protomylonite).Kolikon läpimitta 21 mm – Coin 21 mm in diameter.Juuka, Havukkavaara, 4313 03B, x =7005710, y = 4461830 (206 – JNK – 02).Valokuva – Photo: J. Kuusela.

45


Jaakonlammen–Turunvaaran kvartsiittialueen länsirajana oleva metadiabaasijuoni erottaa pääalueesta noin 800 m:n pituisen kvartsiittikaistaleen Taavihtanlammesta kaak-koon. Siinä kivi on samankaltaista kuin pääalueen kvartsiitti, lisänä on kapeita kvartsi-konglomeraattivälikerroksia. Kontaktit eivät ole paljastuneet.

Timovaaran–Polvelan kvartsiittialue. Juuanvaarojen jakson kaakkoispään läntisempi osa jatkuu karttalehden 4311 puolelta Polvelan alueelta Kolin karttalehden 4313 puolelle noin neljä kilometriä leveänä ja päättyy Ylä-Aisus-lammen ja Timovaaran tienoille. Itä-puolelta se rajoittuu ruhje- ja siirrosvyöhykkeeseen. Jakson läntinen puolisko on alavam-paa maisemaa, jossa paljastumia on vain harvassa, mutta itäinen puolisko on puolestaan hyvin paljastunutta vaaramaisemaa. Eri osa-alueitten kivet poikkeavat toisistaan.

Itäisen osa-alueen ruhje- ja siirrosvyöhykkeeseen rajoittuvassa itäreunassa on brek-siaa ja konglomeraattimaisia kerroksia, jotka vuorottelevat keskenään. Konglomeraat-tien pallot ovat pääsiassa juonikvartsia, mutta sen lisäksi on granitoideja ja maasälpää. Välimassassa on kvartsin lisäksi maasälpiä, kiilteitä, karbonaattia ja paikoin runsaasti tremoliittia. Nämä konglomeraatit ja breksiat muistuttavat niitä kiviä, joita Huhma (1975) on kuvannut Polvelan alueelta (4311 12). Konglomeraatin yläpuolella ja muuallakin esiintyy ortokvartsiittikerroksia. Pääosa tästä lohkosta on kuitenkin maasälpää sisältävää kvartsiittia, jossa on epäsäännöllisesti tremoliittiraitoja ja karbonaattia. Lähellä läntistä ruhje- ja siirrosvyöhykettä kiveen ilmaantuu myös kapeita kiilleliuskeraitoja.

Ruhje- ja siirrosvyöhykkeen länsipuolisella Kuusikkolan–Hiisiahon alueella maasto on loivempaa, mikä johtunee siitä, että kivet ovat pehmeämpiä kuin itäisellä lohkolla, koska ne sisältävät runsaammin kiilleliuskevälikerroksia ja karbonaattipitoisia tremoliit-tiraitoja. Paikoin on puhtaampia ortokvartsiittisia välikerroksia. Kvartsiitissa on yleensä kvartsin lisäksi molempia maasälpiä, serisiittiä ja vaihtelevasti tremoliittia, karbonaattia ja biotiittia sekä aksessorisina mineraaleina titaniittia ja opaakkia.

Timovaaran–Polvelan kalkkisilikaatti- ja dolomiittikivet. Juuanvaarojen kvartsiittien etelä- ja länsireunaa seuraa kalkkisilikaattikivien ja dolomiittikivien nauhamainen ket-ju. Kolin kartta-alueella tiedot perustuvat Outokumpu Oy Malminetsinnän tekemiin tutkimuskuoppiin, mutta viereisellä karttalehdellä 4311 12 on muutamia paljastumia. Kalkkisilikaattikivissä on runsaasti tremoliittia sekä hieman maasälpiä ja kvartsia. Niiden yhteydessä on paikoin dolomiittisia karbonaattikiviä (Huhma 1975). Kalkkisilikaatti-kivien välikerroksina esiintyy yleisesti mustaliuskeita. Kerrokset ovat ohuita, tavalli-sesti korkeintaan muutamia metrejä. Koska Timovaaran ja Ylä-Aisus-lammen välisellä alueella kiilleliuskeen kontaktivyöhykkeessä ei ole paljastumia, ei kontaktin luonnetta tunneta. Ainakin lännempänä, karttalehdellä 4311, tremoliittikvartsiitit vaihettuvat kar-bonaattikivien kautta kiilleliuskeiksi (Huhma 1971c, 1975).


Kvartsiittivaltaisten alueiden kivistä ei ole tehty erikseen kemiallisia analyysejä kal-lioperäkartan selitystä varten. Pohjois-Karjalan malmiprojektin raporteissa ja muissa julkaisuissa on kuitenkin esitetty niistä tyyppianalyysejä (Hietanen 1938; Kohonen 1991; Kohonen & Marmo 1992). Tähän selitykseen on valittu seitsemän analyysiä (taulukko 3).

Vesivaaran ja Kolin muodostumien kemiallinen kypsyys (taulukko 3, anal. 2–4) ja läheinen yhteys Hokkalammen muinaisrapautumaan (anal. 1) näkyy pieninä CaO-, MgO- ja Na

2O-pitoisuuksina (Kohonen & Marmo 1992). Kun koostumuksia verrataan

46


keskimääräisen kvartsiareniitin koostumukseen (Pettijohn 1975), huomattavimmat erot ovat suuremmissa kaliumin ja alumiinin pitoisuuksissa, mikä johtuu sedimenttien alku-peräisestä, osittain savensekaisesta koostumuksesta.

Jeron muodostuman kivien koostumus (anal. 5) muistuttaa kirjallisuudessa esitettyjä tyyppiarkooseja (Pettijohn 1975). Muodostuman alaosan serisiittipitoiset kivet muistutta-vat koostumukseltaan Kolin muodostuman serisiittikvartsiitteja, ja niiden yläosassa K

2O/

Al2O

3 kasvaa kalimaasälvän osuuden mukana (Kohonen & Marmo 1992). Muodostuman

yläosassa runsaana esiintyvä albiittinen plagioklaasi aiheuttaa natriumpitoisuuksien ko-

NäyteSample 1 2 3 4 5 6 7

SiO2 (%) 69,95 86,44 89,38 90,05 84,75 90,96 96,80

TiO2

0,55 0,14 0,16 0,16 0,07 0,04 0,03

Al2O

318,45 9,78 6,57 5,27 7,83 4,37 1,80

Fe2O

3 tot

2,88 1,24 2,11 0,07 0,50 0,77 0,21

MnO 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01

MgO 0,69 0,26 0,96 0,07

CaO 0,55 0,01 0,06 0,03 0,12 0,05

Na2O 0,39 0,18 0,05 0,22 0,39

K2O 5,69 1,77 0,51 1,43 4,28 1,83 0,67

P2O

50,21 0,01 0,01 0,03 0,02 0,03

Tot 99,38 99,58 98,85 97,22 98,15 99,08 99,67

K2O/Na

2O 14,59 9,83 10,20 6,50 10,97

Na2O+K

2O 6,08 1,95 0,56 1,65 4,67 1,93 0,67

1 Serisiitti-kvartsiliuske, Hokkalammen muinaisrapautuma – Sericite-quartz schist, Hokkalampi Palaeosol.

Nuutilanvaara, Kontiolahti. 4313 11A, x = 6994480, y = 4494000.2 Karkearakeinen kvartsiitti, Vesivaaran muodostuma – Coarse-grained quartzite, Vesivaara Fm. Vesivaara, Kontiolahti. 4313 11C, x = 6990480, y = 4497720 (62.4-JJK-84).3 Kyaniittikvartsiitti, Kolin muodostuma – Kyanite quartzite, Koli Fm. Ukko-Koli, Lieksa. 4313 11B, x = 6999140, y = 4490400.4 Kvartsiitti, Kolin muodostuma – Quartzite, Koli Fm. Vesivaara, Kontiolahti. 4313 11C, x = 6990450, y = 4497570 (63.3-JJK-84).5 Konglomeraattinen arkosiitti, Jeron muodostuma – Conglomeratic arkosite, Jero Fm. Kuikkilampi, Eno. 4313 10C, x = 6982210, y = 4498520 (32.3-JJK-84).6 Subarkosiitti, Puson muodostuma – Subarkosite, Puso Fm. Haukilampi, Kontiolahti. 4313 10C, x = 6981690, y = 4497320 (43.1-JJK-84).7 Kvartsiitti, Puson muodostuma – Quartzite, Puso Fm. Pusonjärvi, Kontiolahti. 4313 10B, x = 6987730, y = 4493790 (100-JJK-84).

Taulukko 3. Kolin kartta-alueen kvartsiittivaltaisten alueiden kivien kemiallisia koostumuksia. Analyysit 1–2 ja 4–7 Kohonen (1991) ja analyysi 3 Hietanen (1938). Näytteiden paikat on esitetty liitteessä 1.Table 3. Chemical compositions of rocks from quartzite-dominated areas in the Koli map area. Assays 1–2 and 4–7 Kohonen (1991), and assay 3 Hietanen (1938). Sampling sites are presented in Appendix 1.

47


hoamista. Koko muodostuman rautapitoisuudet ovat hieman arkoosien keskimääräistä koostumusta alhaisempia.

Puson muodostuman näytteiden SiO2-pitoisuudet ovat suuria (anal. 6 ja 7), ja kivet

vastaavat kemiallisesti tyypillisiä kvartsiareniitteja. Muodostuman alaosassa on kali-maasälpää ja kiillettä, mikä näkyy hieman kohonneina kaliumin ja alumiinin pitoisuuk-sina.

Kiilleliuskevaltaiset liuskealueet

Kartta-alueen kiilleliuskeita ja niiden koostumusta on käsitelty raporteissa ja julkaisuis-sa, mm. Glumoff (1987), Kohonen ym. (1989), Kohonen ym. (1990), Kohonen (1995). Lisäksi läheisten kallioperäkarttojen selityksissä (Nykänen 1968, 1971; Huhma 1975) on hyviä kuvauksia kiilleliuskeista. Tässä selityksessä kuvataan yhteenvetomaisesti kiille-liuskevaltaisten alueiden kivilajityypit ja niiden esiintyminen kartta-alueen eri osissa.

Kartan kiilleliuskevaltaisella alueella on värein ja päällemerkinnöin erotettu viisi eri-laista kivilajiseuruetta (LS1, LS2, LS3, LS4 ja LS5). On kuitenkin huomattava, etteivät kartalla erotetut alueet ole terävärajaisia, vaan ne kuvastavat yleisluontoisesti erityyp-pisten liuskeiden esiintymistä kartta-alueella.

Kiilleliuskeet, fylliitit ja kvartsiittiliuskeet (LS1)

Kiilleliuskeita, fylliittejä ja kvartsiittiliuskeita esiintyy kiilleliuskealueen itäreunassa kvartsiittien ja kiilleliuskeiden kontaktiin rajoittuvana kapeana vyöhykkeenä. Kaksi samankaltaista kartoitusprofiilia, Savikkolankallio Nunnanlahden pohjukassa ja Ahmo-lampi Ahmovaarassa on kuvattu yksityiskohtaisesti (Kohonen ym. 1989). Savikkolan-kallion kivet ovat harmaita, yleensä pienirakeisia kvartsiitteja, kvartsiittimaisia liuskeita ja fylliittisiä kiilleliuskeita. Kvartsirikkaissa kivissä esiintyy paikoin amfiboli- ja karbo-naattipitoisia, kerroksellisuuden suuntaisia raitoja ja katkonaisia osueita. Kiilleliuskeessa puolestaan esiintyy terävärajaisia noin 10 cm:n vahvuisia kvartsiittivälikerroksia, joista osa on karbonaatilla iskostuneita.

Samankaltaiset kivet jatkuvat Ahmovaarasta kohti Rasinvaaraa, Pankavaaraan ja Pusonjärven länsipuolelle. Primäärirakenteet ovat joskus hyvin säilyneet; jopa siltti-raekoon kerrallisuusrakenteita on nähtävissä. Paikoin näissä hienorakeisissa sedimen-teissä esiintyy terävärajaisina välikerroksina (paksuus tavallisesti 1–20 cm) massiivista, vaaleaa kvartsiittia. Joskus välikerrokset sisältävät karbonaattia, jolloin murtopinta on väriltään tummanruskea. Kiilleliuskeiden ja kvartsiittien kontaktivyöhykkeessä on vähän paljastumia, mutta paikoin on havaittu breksiaa ja konglomeraattia kuten Tottolammella (kuva 50). Kiilleliuskeiden ja kvartsiittien kontaktivyöhyke on kuvattu yksityiskohtai-sesti Pohjois-Karjalan malmiprojektin raportissa (Kohonen ym. 1990).

Piilin alueella Pankavaaran kvartsiittilohkon ja metadiabaasijuonen välissä on pu-ristuneena 3,5 km pitkä ja 250 m leveä kaistale fylliittimäistä kiilleliusketta (kuva 30). Sen itäkontakti metadiabaasia vasten on näkyvissä kahdessa paljastumassa. Kiilleliuske on vahvasti hiertynyttä, kontakti on tektoninen ja se kaatuu noin 45 asteen kaateella länteen. Kiilleliuskekaistaleen länsireunassa esiintyy yleisesti kvartsiittivälikerroksia, ja kiilleliuske rajoittuu kvartsiittiin, joka on melko rikkonaista, koska kontaktivyöhyke on samalla ylityöntöpinta.

Samantyyppisiä kiilleliuskeita on havaittu myös Nunnanlahden–Ahmovaaran alueella

48


kiilleliuskealueen länsireunassa mm. Louhilammen–Ylä-Koivenlammen–Tuopanjärven siirroslinjan itäpuolella. Louhilammen alueella seurue koostuu usean metrin vahvuisina-kin yksiköinä esiintyvästä, harmahtavasta keskirakeisesta kvartsiitista sekä tummas-ta, usein grafiittipitoisesta kiilleliuskeesta. Kvartsiitissa on paikoin mustia liuskefrag-mentteja ja kiilleliuskeessa kvartsiittivälikerroksia. Lisäksi seurueeseen kuuluu ohuita karbonaattikivikerroksia. Yksityiskohtaisempi kuvaus näistä on esitetty aikaisemmissa tutkimuksissa (Kohonen ym. 1989; Kohonen 1995).

Jokseenkin samankaltaisia kiviä esiintyy noin neljän kilometrin pituisessa kiilamai-sessa kiilleliuskelohkossa Ylä-Koivenlammen itäpuolella, Parviaislammelta Saarijärven eteläpäähän.

Härkinlampien lähellä esiintyy kaksi pientä kiilleliuskelohkoa, jotka näyttävät puris-tuneen arkosiitin, juonikivien ja arkeeisten kivilajien muodostamien lohkojen väleihin. Kiilleliuske näissä lohkoissa on vahvasti hiertynyttä ja sisältää runsaasti kvartsisuonia ja -silmäkkeitä. Kivi koostuu pääosin biotiitista, serisiitistä, kvartsista ja kloriitista. Lisäksi siinä on pieniä määriä turmaliinia, apatiittia, zirkonia ja opaakkia. Kiilleliuske näyttää rajoittuvan tektonisen kontaktin välityksellä karjaliittiin, mutta muiden kivien kontaktivyöhykkeiden lähellä ei ole paljastumia.

Kuva 30. Fylliittimäistä kiilleliusketta, kivilajiseurue LS1. Kuva pystystä kallion pinnasta: loivaa kerroksel-lisuutta leikkaa jyrkkä liuskeisuus.Fig. 30. Phyllitic mica schist in the LS1 assemblage. Vertical face of an outcrop where high-angle schistosity cuts across low-angle bedding.Kynän pituus 14 cm – Length of pen 14 cm. Juuka, Pankalamminkangas, 4313 10B, x = 6989780, y = 4490900 (2 – JJE – 02). Valokuva – Photo: J. Paavola.

49


Parviaislammesta 600 m etelään näkyy kiilleliuskeen länsikontakti arkosiittiyksik-köön muutamassa paljastumassa. Arkosiitin puolella on karbonaatin iskostamaa breksiaa, ja kiilleliuske on vahvasti hiertynyttä ja siinä on useita rinnakkaisia haarniskapintoja. Kontakti kaatuu n. 60 asteen kulmassa länteen.

Parviaislammelta fylliittimäiset liuskeet jatkuvat Tuopanjärvelle ja edelleen pari ki-lometriä leveänä vyöhykkeenä Tuopanjärven kvartsiittiantiformin eteläisellä jatkeella kartta-alueen ulkopuolelle. Kiilleliuskeiden väri vaihtelee harmaan eri sävyissä grafiitin runsauden mukaan. Paikoin on havaittu kvartsirikkaita silttiraekoon välikerroksia.

Samankaltaiset liuskeet jatkuvat pitkin Tuopanjärven kvartsiittiantiformin läntistä kylkeä ja siitä edelleen Kuhnustan kaarta seuraten Rauanjärven alueelle. Antiformin länsireunan kivet näyttävät leikkautuneen lohkoliikunnoissa syvälle, sillä kiilleliuskeet rajautuvat Koivenvaaran ja Vaaranpään välillä jyrkästi karjaliittisiin juoniin ja konglome-raattisiin arkosiitteihin. Kontaktit eivät ole selkeitä, esimerkkinä Mikkolan lähellä oleva kontakti (Kohonen ym. 1989), ja hiertyneisyydestä päätellen ne ovat tektonisia.

Rauanjärven ympäristön kiilleliuskeet karttalehden luoteisosassa on sisällytetty kivi-lajiseurueeseen LS1, joskaan niiden suoranaista yhteyttä Tuopanjärven kiilleliuskeisiin ei vähäisen paljastuneisuuden takia ole pystytty aukottomasti osoittamaan (kuva 31). Rauanjärven kiilleliuskeiden metamorfoosiaste on kartta-alueen itäosan kiilleliuskeita korkeampi. Kivet koostuvat biotiitista, kvartsista, maasälvästä ja kloriitista. Usein kivissä on pölymäistä grafiittia. Biotiitti esiintyy myös suurempina porfyroblastimaisina rakeina. Satunnaisesti on havaittu granaattia. Myös kapeat kvartsisuonet ovat tavallisia.

Rauanjärven ympäristön kiilleliuskeessa on mustaliuskekerroksia. Ne näyttävät katta-

Kuva 31. Poimuttunutta, ruosteisia sulfidipitoisia raitoja sisältävää kiilleliusketta LS1, jossa on kapeita kvart-sisuonia. Kuvaussuunta kaakkoon. Fig. 31. Folded LS1 mica schist with rusty sulphide-bearing bands and with narrow quartz veins. View to-wards the southeast.Kynän pituus 14 cm – Length of pen 14 cm. Juuka, Leväsuo, 4313 03C, x = 7001600, y = 4466190 (91– MTL – 02).

50


van laajoja alueita, mutta koska ne ovat enimmäkseen loiva-asentoisia, niiden todellinen kerrospaksuus on vain muutamia kymmeniä metrejä. Kivien väri on lähes musta, ja ne koostuvat kvartsista, serisiitistä, grafiitista, rautakiisuista ja pienestä määrästä maasälpää. Grafiittia on runsaimmin serisiittirikkaissa kerroksissa ja rautakiisuja taasen runsaimmin kvartsirikkaissa kerroksissa. Paikoin rautakiisujen osuus on jopa 30 %, ja pääosa niistä on rikkikiisua. Paikoin mustaliuskeissa on tremoliittipitoisia kerroksia.

Turbidiittiset metagrauvakat ja metapeliitit (LS2)

Tämän kivilajiseurueen kiviä esiintyy pääasiassa kiilleliuskealueen itäosassa. Seurue koostuu keskenään vuorottelevista grauvakkamaisista (hiekkaraekoon) kerroksista ja semipeliittisistä (siltti–saviraekoon) kiillerikkaista kerroksista. Koko kivilajiseurueelle on tyypillistä tiheä kivilajivaihtelu, ja eri osa-alueilla liuskeet poikkeavat jonkin verran toisistaan.

Ahmovaaran alueella, Ylemmäinen-lammen lounaispuolella, grauvakkamaisten ker-rosten vahvuus on tyypillisesti muutamia kymmeniä senttejä, ja niiden väleissä esiintyy raitaista, tummanharmaata liusketta. Paikoin esiintyy ohuita karbonaatti- ja amfiboli-pitoisia raitoja. Metagrauvakat ovat pieni–keskirakeisia ja asultaan useimmiten blas-toklastisia. Tavallisesti ne koostuvat kvartsista, albiittisesta plagioklaasista, biotiitista ja serisiitistä. Samaa tyyppiä on havaittu mm. Nunnanlahdessa Ruskovaaran–Orinlouhin

Kuva 32. Sulfidirikas ruhjeliuske Kolin kartta-alueen halkaisevasta leveästä ruhjevyöhykkeestä. Kivi koostuu pääosin serisiitistä, kvart-sista ja kloriitista. Kuvaussuunta etelään. Fig. 32. Sheared mica schist, rich in sulphides, in the wide shear zone that cuts across the Koli map-sheet area. The rock consists mainly of sericite, quartz and chlorite. View towards the south.Juuka, Tuopankangas, 4313 08A, x = 6993350, y = 4483540 (55 – JNK – 02).Valokuva – Photo: J. Kuusela.

51


profiililla, Kuhnustanjärven eteläpuolella, Valkealammen ympäristössä sekä Pusonjärven länsipuolella (Kohonen ym. 1989).

Osa Ahmovaaran alueen liuskeista on voimakkaasti hiertyneitä ja rikkonaisia. Kivet ovat ruosteisia, usein grafiitti- ja rautakiisupitoisia ja sisältävät runsaasti juonikvartsi-silmäkkeitä.

Ahmovaarasta etelään esiintyy valtatien leikkauksissa samankaltaisia liuskeita, mutta ne ovat hienorakeisempia ja sisältävät enemmän kvartsia. Lisäksi kiillerikkaiden liuskei-den osuus on pienempi, ja hiekkaraekoon patjat ovat paksumpia ja niiden aines karkeam-paa. Kerrallisuusrakenteet ovat paikoin selvät. Edustavin esimerkki tästä kivilajiseuru-eesta on Kalliojärven tieleikkaus Kontiolahdella (karttalehti 4224; Kohonen 1995).

Kiilleliuskealueen itäosan halkaisee vahva ruhjevyöhyke, jota voidaan seurata Nun-nanlahdesta kaakkoon Tuopanjärvelle ja edelleen Romppalaan, josta se jatkuu kartta-alueen ulkopuolelle. Kivilajiseurueiden LS1 ja LS2 raja kulkee monin paikoin tämän ruhjevyöhykkeen tienoilla. Ruhjevyöhyke on helposti havaittavissa aerosähköisiltä ja -magneettisilta kartoilta (liite 2). Tässä vyöhykkeessä kivi on paikoin jopa yli 200 m:n leveydeltä serisiittiytynyttä, vahvasti hiertynyttä ja pieniksi levyiksi lohkeillutta. Kes-kiosan ruhjeliuskeissa on kvartsiutumista, ja grafiittipitoiset yksiköt ovat täysin ruhjou-tuneita ja rautakiisujen rapautumisen vuoksi myös ruosteisia (kuva 32).

Arkoosiset metavakat ja metagrauvakat (LS3)

Kivilajiseurueen tyyppialue on kartta-alueen eteläreunassa, Romppalan kylän länsi-puolella Hovinvaarassa. Leikkaus on kuvattu yksityiskohtaisesti Kohosen (1995) jul-kaisussa.

Kuva 33. Arkoosista metagrauvakkaa, kivilajiseurue LS3. Fig. 33. Arkosic metagraywacke in the LS3 suite.Kompassin läpimitta 8 cm – Diameter of the compass 8 cm.Kontiolahti, Hovinvaarat, 4313 07C, x = 6981111, y = 4486492 (10 – PGW – 89).Valokuva – Photo: P. Sorjonen-Ward.

52


Kivilajiseurue on selvästi edellisiä grauvakkavaltaisempi. Psammiittisten yksiköiden yhteenlaskettu vahvuus tyyppileikkauksessa on yli kolminkertainen hienorakeisiin ker-roksiin verrattuna (kuva 33). Hienorakeisten kiillerikkaiden yksiköiden paksuus ylittää harvoin 40 cm, kun taas metagrauvakkapatjojen paksuus vaihtelee 10 cm:stä metrei-hin. Grauvakoissa primääri raekoko vaihtelee keskirakeisesta hyvin karkearakeiseen. Varsinkin karkeimmissa osissa blastoklastinen rakenne on selvä. Klastiaines sisältää poikkeuksellisesti kvartsin ja plagioklaasin ohella myös metamorfoosissa säilynyttä primääristä kalimaasälpää (Kohonen 1994, 1995). Hienorakeisia liuskefragmentteja (intraklasteja) esiintyy paikoin.

Tähän seurueeseen kuuluu myös Hovinvaarasta hieman pohjoiseen sijaitseva, kar-keisiin turbidiittisiin grauvakoihin liittyvä Mustakorven konglomeraatti (kuva 34). Konglomeraatin palloaines sisältää granitoideja, kvartsiittia, karbonaattikiveä ja gra-fiittipitoista liusketta. Hyvin samantyyppisiä saviperäistä ainesta sisältäviä arkooseja on kuvattu Joensuun eteläpuolelta Hammaslahden–Tikkalan seuduilta (Nykänen 1971; Ward 1987, 1988).

Kuva 34. Mustakorven konglomeraatti, kivilajiseurue LS3. Palloina granitoideja, kvartsiittia, karbonaattikiviä ja grafiittipitoista fylliittiä.Fig. 34. The Mustakorpi conglomerate in the LS3 suite, the clasts being granitoids, quartzites, carbonate rocks and graphite-bearing phyllites.Kompassin pituus 12 cm – Length of compass 12 cm.Kontiolahti, Mustakorpi, 4313 07C, x = 6984024, y = 4485023.Valokuva – Photo: J. Kohonen.

53


Turbidiittiset metagrauvakat, välikerroksina mustaliusketta ja metapeliittiä (LS4)

Selvästi laajimman alueen kartalla kattavat jokseenkin yksitoikkoiset massiiviset me-tagrauvakat, joissa välikerroksina esiintyy enemmän tai vähemmän grafiittia sisältäviä semipeliittisiä liuskeita. Alun perin seurueen voidaan tulkita edustavan hiekkavaltaisia kerrostumia, joita nykyään esiintyy syvän meren suurten turbidiittiviuhkojen keski- ja proksimaaliosissa.

Höytiäisen länsipuolella, erityisesti karttaan merkittyjen ylityöntövyöhykkeiden län-si- ja lounaispuolella monotoniset metagrauvakat ovat suoranainen jatke Outokummun alueen liuskeille (Huhma 1971a–c, 1975: kuva 5). Näille liuskeille ovat tyypillisiä lukui-sat mustaliuskevälikerrokset sekä tektonisina linsseinä esiintyvät Outokumpu-assosiaa-tion kivet. Hyvä kuvaus tätä kiilleliuskealuetta vastaavista metagrauvakoista on esitetty Huhman (1975) kallioperäkartan selityksessä (”Keskirakeiset kiillegneissit”, s. 49) sekä Koistisen (1981) väitöskirjassa. Tyyppikivilaji on monotoninen kvartsi-plagioklaasi-bio-tiittiliuske. Kivessä erottuu heikosti kerroksellisuus, joka johtuu biotiitti- ja plagioklaa-sirikkaiden kerrosten vuorottelusta (kuva 35). Paikoin on biotiittia myös suurempina kiteinä ja muskoviittia porfyroblasteina. Satunnaisesti esiintyy myös konkreetioita.

Ylityöntövyöhykkeiden lounaispuolen kiilleliuskeissa mustaliuskevälikerrosten vah-vuudet ovat tavallisesti vähäisiä, vain muutamia metrejä tai muutamia kymmeniä met-rejä, mutta ylityöntöpintojen rajoilla on leveämpiäkin mustaliuskevyöhykkeitä. Yleisin tyyppi on hienorakeinen tumma grafiittipitoinen kivi, jossa grafiitin ohella on kvartsia, maasälpää ja kiilteitä. Maasälpä on yleensä plagioklaasia; harvemmin mukana on ka-

Kuva 35. Massiivista metagrauvakkaa, jossa näkyy heikko kerroksellisuus, kivilajiseurue LS4. Fig. 35. Massive metagraywacke with poorly discernible bedding in the LS4 suite.Kompassin pituus 12 cm – Length of compass 12 cm.Polvijärvi, Ruvaslahti, 4313 04C, x = 6981644, y = 4475186 (13 – PAH – 02).Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

54


limaasälpää. Paikoin mustaliuskeissa on kvartsirikkaampiakin tyyppejä. Leveimmissä mustaliuskevyöhykkeissä kivi sisältää edellisten lisäksi vaihtelevan määrän rautakiisuja, runsaammin rikkikiisua ja vähemmän magneettikiisua. Paikoin kivessä on myös grafiit-tipölyn tummaksi värjäämää tremoliittia.

Toinen jokseenkin yhtenäinen alue massiivisia metagrauvakoita on ylityöntövyö-hykkeiden ja Höytiäisen välissä sekä osittain Höytiäisen pohjois- ja itäpuolella. Tämän alueen kivityyppi on kuvattu Kohosen (1995) julkaisussa. Alueelle ovat luonteenomaisia paksut, monotoniset psammiittiset yksiköt. Grauvakoiden rapautumispinnan väri on vaaleanharmahtava. Yksittäiset kerrokset erottuvat useimmiten heikosti. Konkreetioita esiintyy yleisesti. Ohuina välikerroksina esiintyy tummaa grafiittipitoista, mustaliuske-maista kiilleliusketta. Kuhnustan kaarella myös grauvakat sisältävät usein grafiittia ja ovat väriltään tummia, tuoreelta lohkopinnalta usein lähes mustia.

Näiden kahden alueen väliin jää Höytiäisen länsipuolella muutamia kilometrejä leveä vyöhyke, jossa esiintyy runsaammin peliittisiä liuskeita ja liuskeita, jotka muistutta-vat jäljempänä kuvattavan kivilajiseurueen LS5 kiviä. Tässä vyöhykkeessä on havaittu paikoitellen runsaammin konkreetioita ja granaattipitoisuutta. Vyöhykkeen tulkitaan heijastavan Kuhnustan kaaren länsikyljen, Martonvaaran antiformin eteläistä jatketta.

Kuhnustanjärven itärannalla tämän kivilajiseurueen itäosassa esiintyy muutamas-sa paljastumassa konglomeraattia (Kohonen 1995). Kuhnustanjärven konglomeraatin kontaktit eivät ole paljastuneet. Sen paksuus on arviolta yli 20 m. Pallot ovat etupäässä

Kuva 36. Kuhnustan konglomeraatti. Palloina on dolomiittikiviä (rapautumispinta vaaleanruskea), tumman-harmaita epäpuhtaita karbonaattikiviä ja vaaleita karbonaattipitoisia kvartsiitteja. Fig. 36. The Kuhnusta conglomerate. The clasts are dolomitic carbonate rocks (with light brown weathering surface), dark grey impure carbonate rocks and light carbonate-bearing quartzites.Kynän pituus 14 cm – Length of pen 14 cm.Juuka, Kuhnustanjärvi, 4313 05D, x = 6999147, y = 4475666.Valokuva – Photo: J. Kohonen.

55


dolomiittikiveä sekä kvartsi- ja kiillepitoista dolomiittikiveä, mutta joukossa on myös karbonaattipitoisia kvartsiitteja (kuva 36). Pallojen koko on 3–15 cm. Myös konglome-raatin välimassa sisältää runsaasti karbonaattia.

Kivilajiseurueen kontaktialueilla on vähän paljastumia, mutta joissakin kontaktipal-jastumissa on kapeita grafiitti- ja rautakiisupitoisia kiilleliuskekerroksia esim. Kuhnustan kaarella ja Höytiäisen itäpuolella. Koska nämä samoin kuin mustaliuskevälikerrokset muodostavat johteita, on kivilajiseurue voitu aerosähköisten ja aeromagneettisten kart-tojen avulla erottaa ympäröivistä kivilajiseurueista, joissa johteita on vähemmän.

Turbidiittiset fylliitit, kvartsivakat ja mustaliuskeet (LS5)

Kivilajiseurue muodostaa kokonaisuuden, johon kuuluvia kiviä Huhma (1975) on erin-omaisesti kuvannut nimillä ”grafiitti-kiisufylliitti" ja ”kerrallinen fylliitti”. Seurue muo-dostaa Höytiäisen länsipuolella Ruvaslahden seudulla etelään levenevän synformimaisen rakenteen, jonka eteläjatkeella sijaitsevat Pelkosen (1966) ja Huhman (1975) kuvaamat Nuottasaaren kerralliset fylliitit.

Turbidiittisille fylliiteille on luonteenomaista rytminen kerroksellisuus, jossa vahvuu-deltaan 10–40 cm paksut kerralliset yksiköt toistuvat (kuva 37). Karkeat osat koostuvat

Kuva 37. Poimuttunutta kerrallista fylliittiä, kivilajiseurue LS5. Loiva poimuakseli on kaakkoon. Kuvaus-suunta etelään.Fig. 37. Folded phyllite with graded bedding in the LS5 suite. The fold axis plunges gently to the southeast. View towards the south.Kompassin pituus 12 cm – Lenght of compass 12 cm.Polvijärvi, Ruvaslahti, 4313 04C, x = 6983375, y = 4478193 (150 – PAH – 02).Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

56


hyvin kvartsirikkaasta psammiitista, joka raekoon vähittäisen pienenemisen myötä vai-hettuu semipeliittiseksi fylliittimäiseksi kiveksi (Huhma 1975: kuvat 14 ja 15). Psam-miittinen osa on kvartsiittia tai kvartsiittiliusketta. Litologisesti turbidiittinen fylliitti kokonaisuutena muistuttaa joitakin alueen itäreunan kivilajiseurueen LS1 ”kiilleliuske – fylliitti – kvartsiittiliuske” paljastumia, joista kuitenkin kerrallinen rakenne ja rytmi-syys useimmiten puuttuvat. Toinen merkittävä ero on se, että turbidiittiset fylliitit esiin-tyvät yhdessä kiisupitoisten mustaliuskeiden (tai ”grafiitti-kiisufylliittien”) kanssa. Nämä vahvasti liuskettuneet, osin ruhjoutuneet mustat tai tummanharmaat liuskeet reunustavat turbidiittisia fylliittejä ja ovat osaksi poimuttuneina niiden väleissä.


Tätä kallioperäkartan selitystä varten kiilleliuskealueiden kivistä ei ole tehty kemiallisia analyysejä. Pohjois-Karjalan malmiprojektin tutkimusten perusteella tiedetään, että kiil-leliuskealueen kivet muodostavat melko epähomogeenisia seurueita, joissa raekokovaih-telun alta on vaikea saada esiin muita ryhmittäviä piirteitä. Pääalkuainekoostumukseltaan kiilleliuskeet ja grauvakkamaiset metapsammiitit sijoittuvat hienorakeisille sedimenteille ja grauvakoille kirjallisuudessa esitetyn koostumusvaihtelun rajoihin. Kiilleliuskealueen kivien analyysejä on esitetty runsaasti Glumoffin (1987) pro gradu -työssä, Pohjois-Kar-jalan malmiprojektin raportissa (Piirainen & Vuollo 1991) ja Kohosen (1995) julkaisussa. Tähän selitykseen on näistä valittu 10 esimerkkianalyysiä (taulukko 4).

Luonteenomaista kiilleliuskealueen analyysiaineistolle on suuri SiO2-pitoisuuksien

vaihtelu (taulukko 4), joka pääasiassa näyttää kuvastavan eroja sedimenttien primääri-sessä raekoossa (Kohonen 1995). Tämä vaihtelu heijastuu luonnollisesti muiden pää-alkuaineiden pitoisuustasoissa. Kiilleliuskeiksi nimetyissä näytteissä, joissa paljaalla silmällä yksittäiset kvartsi- ja maasälpärakeet eivät yleensä erotu, Al

2O

3-pitoisuus on

tyypillisesti yli 15 % ja metapsammiittinäytteissä alle 15 % (taulukko 4). K2O, Na

2O,

MgO ja Fe2O

3 korreloivat alumiinin kanssa ja kuvastavat kiilteiden ja maasälpien osuut-

ta kivessä. Na2O- ja Fe

2O

3-pitoisuudet vaihtelevat säännöttömästi, mikä johtuu ilmei-

sesti metamorfisen albiitin epätasaisesta esiintymisestä sekä sulfideihin ja oksideihin osittain sitoutuneesta raudasta. Kivilajiseurueelle LS4 on tyypillistä vähäinen sisäinen koostumusvaihtelu. Muutamassa näytteessä kohonnut CaO-pitoisuus ilmentää lähinnä iskoksessa esiintyvää karbonaattia. Eri kivilajiseurueisiin luokitellut kivet eivät yleensä ryhmity pääalkuaineiden eivätkä muuttuneisuusindeksin (CIA) perusteella.

Differentioituneet mafiset intruusiot ja metadiabaasit

Kolin kallioperäkartassa kuvatut differentioituneet mafiset intruusiot ja metadiabaa-sijuonet esiintyvät arkeeisten kivilajien ja paleoproterotsooisten kvartsiittien alueilla. Kartta-alueen länsiosassa on lisäksi paleoproterotsooisten kiilleliuskeiden joukossa Ou-tokumpu-assosiaatioon kuuluvia pieniä ofioliittikompleksin osia. Kolin kartta-alueen kallioperästä on voitu erottaa kolme emäksistä magmaattista vaihetta (Vuollo 1994).

Vaihe 2 200 Ma

Ensimmäisessä vaiheessa (2 200 Ma sitten) syntyivät pitkälle differentioituneet kerros-intruusiot eli karjaliitit, jotka muodostavat kumulaattisarjan wehrliiteistä pyrokseniittien

57


kautta gabroidisiin kiviin ja edelleen viime vaiheen granofyyreihin. Nämä kerrosjuonet ja intruusiot rajautuvat stratigrafisesti paleoproterotsooisen sedimenttipatjan ja arkeeisen alustan kontaktin tuntumaan niin, että ne esiintyvät molemmissa. Kuitenkin erilaisia ohuempia differentioituneita osia on haarautunut pääjuonesta ylöspäin kvartsiitteihin.

NäyteSample 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17

SiO2 (%) 59,80 57,96 59,20 77,90 79,15 74,58 71,40 59,00 65,78 58,85

TiO2

0,91 0,87 0,91 0,44 0,47 0,75 0,51 0,89 0,67 0,92

Al2O

316,10 16,54 16,50 10,40 9,28 10,53 14,30 18,30 15,10 16,27

Fe2O

3 tot

10,58 9,32 10,14 3,92 3,20 6,15 4,02 7,55 6,38 6,51

MnO 0,06 0,07 0,07 0,07 0,02 0,04 0,04 0,04 0,08 0,05

MgO 3,99 4,24 3,88 1,41 1,22 2,36 2,05 3,92 3,33 8,83

CaO 0,90 0,67 1,22 0,62 0,41 0,69 1,43 0,62 2,53 2,24

Na2O 1,39 1,00 1,66 2,65 1,36 1,45 2,24 1,35 2,52 2,52

K2O 3,12 3,98 3,46 1,45 2,79 2,81 3,14 4,62 2,73 3,21

P2O

50,08 0,10 0,13 0,11 0,06 0,25 0,13 0,10 0,16 0,15

Tot 96,93 94,75 97,17 98,97 97,96 99,61 99,26 96,39 99,28 99,55

CIA 68,82 69,77 65,50 59,59 60,74 61,19 59,63 68,69 66,00 67,12

K2O/Na

2O 2,24 3,98 2,08 0,55 2,05 1,94 1,40 3,42 1,08 1,27

Na2O+K

2O 4,65 5,26 5,27 4,14 4,24 4,28 5,42 5,97 5,25 5,73

8 Peliittinen liuske, LS1 – Pelitic schist, LS1. Pusonjärvi, Kontiolahti. 4313 10B, x = 6986770, y = 4493400 (anal. 8311900).9 Peliittinen liuske, LS1 – Pelitic schist, LS1. Nunnanlahti, Juuka. 4313 06B, x = 7006950, y = 4474220 (anal. 8893300).10 Peliittinen liuske, LS1 – Pelitic schist, LS1. Tuopanjärvi, Juuka. 4313 08A, x = 6992840, y = 4483080 (anal. 8306000).11 Grauvakkaliuske, keskirakeinen, LS2 – Graywacke schist, medium grained, LS2. Ahmovaara, Juuka. 4313 08B, x = 6999100, y = 4480420 (anal. 8617802).12 Grauvakkaliuske, karkearakeinen, LS3 – Graywacke schist, coarse grained, LS3. Hovila, Kontiolahti. 4313 07C, x = 6981160, y = 4486480 (anal. 8615505).13 Grauvakkaliuske, keskirakeinen, LS4 – Graywacke schist, medium grained, LS4. Ruunasuo, Juuka. 4313 07B, x = 6989790, y = 4481070 (anal. 8508500).14 Grauvakkaliuske, keskirakeinen, LS4 – Graywacke schist, medium grained, LS4. Sirnihtä, Polvijärvi. 4313 05B, x = 6995540, y = 4473400 (anal. 8616202).15 Peliittinen liuske, tumma, LS1 – Pelitic schist, dark, LS1. Hovila, Kontiolahti. 4313 07C, x = 6981160, y = 4486700 (anal. 8615516).16 Grauvakkaliuske, LS4 – Graywacke schist, LS4. Ahopelto, Polvijärvi. 4313 01C, x = 6983640, y = 4465910 (anal. 8526799).17 Peliittinen liuske, tumma, LS5 – Pelitic schist, dark, LS5. Ruvassaari, Polvijärvi. 4313 04C, x = 6984070, y = 4478160 (anal. 8526810).

Taulukko 4. Kolin kartta-alueen kiilleliuskevaltaisten alueiden kivien kemiallisia koostumuksia. Analyysit 8–15 Kohonen (1995: taul. 3) ja analyysit 16–17 Glumoff (1987: liite 3). Näytteiden paikat on esitetty liitteessä 1.Table 4. Chemical compositions of rocks from mica schist-dominated areas in the Koli map area. Assays 8–15 Kohonen (1995: table 4) and assays 16–17 Glumoff (1987: appendix 3). Sampling sites are presented in Appendix 1.

58


Parhaiten tutkittuja ovat Kolin jakson karjaliitit tai gabro-wehrliitit (Piirainen 1969; Hanski 1982, 1984; Vuollo 1994; Vuollo & Piirainen 1992; Vuollo ym. 1992; Vuollo & Huhma 2005). Karjaliitit ("differentioituneet mafiset intruusiot" kallioperäkartassa; "karjaliitit" liitteessä 3) näkyvät kartassa Kolin jaksolla poimuilevana ja katkonaisena kaksoisketjuna; magneettisuutensa vuoksi ne erottuvat hyvin myös magneettisella kar-talla (liite 2). Kolin jakson länsireunan ylityöntyneessä Pankavaaran kvartsiittilohkossa-kin esiintyy karjaliittia. Kartta-alueen läntisen puoliskon pohjoisosassa Nunnanlahden, Kuhnustan kaaren ja Turunvaaran alueilla esiintyy myös karjaliittisia kerrosjuonia. Kolin jaksosta poiketen ne ovat kuitenkin mittasuhteiltaan pienempiä eikä niistä ole löydetty kumulaattisarjan kaikkia osia.

Vaihe 2 100 Ma

Seuraava vaihe, 2 100 Ma:n ikäisten Fe-tholeiittisten diabaasien tunkeutuminen, on laaja-alainen magmaattinen tapahtuma, johon liittyvät metadiabaasijuonet leikkaavat Kolin kartta-alueen kvartsiittivaltaisia liuskeita sekä arkeeista pohjaa. Nämä juonet muo-dostavat tiheän, pääasiassa luode-kaakkosuuntaisen juoniverkoston. Parhaiten ne ovat säilyneet Kolin jakson alueella; sitä vastoin Nunnanlahden, Kuhnustan kaaren ja Juuan-vaarojen alueilla ne ovat paikoin liuskettuneita ja enemmän muuttuneita. Yksityiskohtai-sempia kuvauksia Fe-tholeiittisista (2 100 Ma) ja tholeiittisista (1 970 Ma) diabaaseista löytyy julkaisuista Vuollo ym. (1992), Vuollo (1994) ja Huhma ym. (2006).

Vaihe 1 970 Ma

Kolmas vaihe (1 970 Ma sitten) sisältää tholeiittisten diabaasien intrudoitumisen Ko-lin–Kaltimon alueen kvartsiitteihin ja arkeeiseen pohjaan (Vuollo & Piirainen 1990). Kartta-alueen kaakkoisosassa Fe-tholeiittisten juonien joukosta on tunnistettu laaja-alaisia tholeiittisia diabaaseja, jotka liittyvät tähän magmaattiseen vaiheeseen. Vaikka eri tyypit pystytään siellä erottamaan toisistaan, niin muilla alueilla niitä ei aina pystytä varmuudella erottamaan ilman kemiallisen koostumuksen määrittämistä, sillä sekä Fe-tholeiittiset että tholeiittiset juonet ovat usein samansuuntaisia ja ulkoasultaan saman-kaltaisia sarvivälke-plagioklaasikiviä. Tästä syystä molemmat tyypit esitetään kartalla samalla värillä. Vuollo ja Piirainen (1990) liittävät myös Outokummun ofioliittien synnyn ajallisesti tähän magmaattiseen vaiheeseen, vaikkakin ofioliitin gabron zirkoni antaa hieman nuoremman iän – 1 960 Ma (Kontinen ym. 2006).

Kolin alueen karjaliittiset kerrosjuonet

Karjaliittiset intruusiot ovat sijoittuneet lähes yhdensuuntaisiksi paleoproterotsooisten kerrostumien kanssa, ja tästä syystä ne on tulkittu kerrosjuoniksi. Tyypillisesti ne muo-dostavat karttakuvassa pitkiä ketjuja, kuten Kolin kerrosjuoni karttalehden itäpuolis-kolla. Sen yhteenlaskettu pituus on noin 65 km ja keskimääräinen paksuus noin 350 m. Haarautumisen vuoksi Kolin kerrosjuoni näkyy kartalla poimuilevana ja katkeilevana kaksoisketjuna. Karjaliittien nykyinen esiintymistapa on osittain tulos myöhemmistä tektonisista liikunnoista ja poimutuksesta, joiden seurauksena kerrosjuonet ovat loivasti poimuttuneet ja pilkkoutuneet.

Hyvä esimerkki pilkkoutumisesta on Nunnanlahdesta itään, missä tonaliittigneississä ja kvartsiitissa esiintyvät karjaliittiset osueet edustavat Kolin kerrosjuonen luoteisia

59


jatkeita. Toinen melkein samankokoinen kerrosjuonen osa on kvartsiittialueella Suuren Telynlammen eteläpuolella.

Kolin jakson länsireunassa on lohkoliikunnoissa vieraaseen ympäristöön joutunut Pankavaaran ortokvartsiittilohko, jossa on karjaliittisen kerrosjuonen osue. Karjaliitis-

Kuva 38. Kaunisniemen alueen geologinen kartta (4313 11C; Vuollo 1988). Selitys: 1. arkeeinen pohja, 2. wehrliitti, 3. klinopyrokseniitti, 4. magnetiittiklinopyrokseniitti, 5. magnetiitti-gabro, 6. granofyyri, 7. yläreunavyöhyke (jäähtymisreunus ja klinopyrokseniitti), 8. kvartsiitti.Fig. 38. Geological map of the Kaunisniemi area (4313 11C; Vuollo 1988).Legend: 1. Archaean basement, 2. wehrlite, 3. clinopyroxenite, 4. magnetite clinopyroxenite, 5. magnetite gabbro, 6. granophyre, 7. upper marginal zone (chillled margin and clinopyroxenite), 8. quartzite.

60


sa havaittiin primääri magmaattinen rakenne, jossa osittain kiteytynyt pyrokseniitti on breksioitunut pyrokseniitin ja gabron kontaktin läheisyydessä.

Karjaliittiset kerrosjuonet ovat tavallisesti kiteytyneet yhdestä magmapulssista, koska ne sisältävät vain yhden syklin. Niiden koostumus vaihtelee wehrliiteistä tai pyroksenii-teista gabroihin tai granofyyreihin. Tämä pulssi on normaalisti tuottanut erittäin pitkälle differentioituneen ja sisäiseltä rakenteeltaan yksinkertaisen kerrosjuonen. Kerrosjuonen sisäinen rakenne voi olla samankaltainen kuin monissa emäksisissä kerrosintruusioissa ja yleensä sisältää reunasarjan, kerrossarjan ja granofyyrin (kuva 38).

Karjaliittien kuvaus perustuu suurelta osin Pielisen länsirannan Kaunisniemen leik-kaukseen Kolin kerrosjuonesta (kuva 38). Pääjuoni sijaitsee arkeeisten kivien sisässä, viettää loivasti (35º) länteen ja on siten yhdensuuntainen yllä olevien paleoproterotsoois-ten sedimenttien kanssa. Sen maanpintaleikkaus on 570 m leveä, mutta juonen todellinen paksuus on n. 340 m. Kolin kerrosjuoni on hyvin paljastuneena myös Savilahdessa ja Larinsaaressa. Yläosan reunasarja on näkyvissä näissä paikoissa, kun taas alaosasta näkyy vain jäähtymisreunus Pielisen Puintisaaressa (4313 06).

Yläosan reunavyöhyke käsittää hienorakeisen jäähtymisreunuksen ja sitä seuraavat karkearakeisemmat pyrokseniitit. Reunasarja erottaa kerrosjuonen terävästi ympäröivistä kivistä (kuva 39). Kerrossarja sisältää erilaisia ultramafisia ja gabroidisia kiviä. Sarjan alaosa koostuu oliviini(-kromiitti)kumulaateista (kuva 40) ja oliviini-klinopyroksee-nikumulaateista (kuva 41). Näitä seuraavat stratigrafiassa klinopyrokseeni-, klinopy-rokseeni-magnetiitti- ja plagioklaasi-klinopyrokseeni-magnetiittikumulaatit. Viimeksi

Kuva 39. Karjaliitin ylempi jäähtymisreunus ja sen yläpuolinen arkeeinen granitoidi (punertava). Kuvaus-suunta etelään. Fig. 39. Upper chilled margin of the karjalite sill with the above lying Archaean granitoid (reddish). View towards the south.Laatta 16 cm – Tag 16 cm.Eno, Kaunisniemi, 4313 11C, x = 6991795, y = 4498030 (54 – JIV – 85).Valokuva – Photo: J. Vuollo.

61


mainittu vaihettuu asteittain karkearakeisen gabron kautta granofyyriksi (kuva 42), joka on kiteytynyt jäännösmagmasta yläosan reunavyöhykkeen alle. Kerrossarjan kiteytymi-nen on normaali eli alhaalta ylöspäin etenevä.

Mineralogisesti kerroksellisuuden vaihtelu (kuva 41) on näkyvissä hyvin rajoitettuna Fe-Mg-mineraaleissa: ne ovat melko Mg-rikkaita koostumukseltaan niin kerrossarjassa kuin yläosan reunavyöhykkeessäkin. Plagioklaasi on läpi koko kerrosjuonen koostu-mukseltaan albiittia.

Kolin kerrosjuonessa esiintyy paikka paikoin 5–40 cm:n levyisiä karbonaattijuonia. Useimmiten ne ovat kohtisuorassa kerrosjuonta vastaan, ja niistä lähtee sivuhaaroja. Juonen keskiosa on dolomiittinen, rapautumispinnaltaan punaruskea. Sen ulkopuolella on vaaleampi kalsiittipitoisempi vyöhyke, ja molemmilla reunoilla on kalkkisilikaattien vyöhyke, joka sisältää amfiboleja ja joskus diopsidia. Ilmeisesti karbonaattijuonet ovat syntyneet kerrosjuonen repeämiin.

Kerrosjuonien petrografia ja mineralogia

Karjaliittien yleisten piirteiden luonnehdinta perustuu Kolin kerrosjuonesta tehtyihin profiilikartoituksiin Kaunisniemen, Savilahden ja Larinsaaren alueilla. Kolin kerros-juoni voidaan jakaa rakenteellisesti ja mineralogisesti kahdeksaan erilaiseen kerrokseen (kuva 43).

Kuva 40. Wehrliitin tyypillistä ra-koilua. Fig. 40. Typical jointing of wehrl-ite.Laatta 16 cm – Tag 16 cm.Eno, Kaunisniemi, 4313 11C, x = 6991960, y = 4498530 (23 – JIV – 85).Valokuva – Photo: J. Vuollo.

62


Kuva 41. Rytmistä kerroksellisuutta, jossa oliviini- ja oliviini-klinopyrokseenikumulaattikerrokset vuorot-televat. Fig. 41. Rhythmic layering with alternating olivine and olivine clinopyroxene cumulate layers.Laatta 16 cm – Tag 16 cm. Eno, Kaunisniemi, 4313 11C, x = 6992000, y = 4498470 (32 – JIV – 85).Valokuva – Photo: J. Vuollo.

Kuva 42. Granofyyriosue plagioklaasi-klinopyrokseeni-magnetiittikumulaatissa.Fig. 42. A granophyre portion in a plagioclase-clinopyroxene-magnetite cumulate.Laatta 16 cm – Tag 16 cm. Eno, Kaunisniemi, 4313 11C, x = 6991610, y = 4498090 (48 – JIV – 85).Valokuva – Photo: J. Vuollo.

63


Kerrossarja alkaa 50–70 m paksulla wehrliitillä, joka sisältää oliviinia ja kromiittia kumulusmineraaleina sekä klinopyrokseenia (muuttunut tremoliitiksi) ja edeniittistä sarvivälkettä interkumuluksena (kuva 43a). Lisäksi kivessä on hiukan apatiittia. Raken-teeltaan kivet ovat poikiliittisia ortokumulaatteja. Wehrliittisen kerroksen ylin osa on

Kuva 43. Ohuthievalokuvia Kolin kerrosjuonen eri yksiköiden näytteistä (Vuollo 1988): A) oliviini-(kromiitti)kumulaatti, 26-JIV-85; B) oliviini-(kromiitti)- ja oliviini-klinopyrokseenikumulaatin kontakti, 33-JIV-85; C) klinopyrokseenikumulaatti, 35-JIV-85; D) klinopyrokseeni-magnetiitti- ja klinopyrokseeni-plagioklaasi-magnetiittikumulaattien kontakti, 43-JIV-85; E) laminaarinen plagioklaasi-klinopyrokseeni-magnetiittikumulaatti, 47-JIV-85; F) granofyyri, 51-JIV-85; G) yläosan klinopyrokseniitti, 53-JIV-85; H) jäähtymisreunus, 430-JIV-86.Fig. 43. Photomicrographs of samples from various units in the Koli layered sill (Vuollo 1988): A) Olivine-(chromite) cumulate, 26–JIV–85, B) Contact of olivine-(chromite)- and olivine-clinopyroxene cumulate, 33–JIV–85, C) Clinopyroxene cumulate, 35–JIV–85, D) Contact of clinopyroxene-magnetite- and clinopyro-xene-plagioclase-magnetite cumulates, 43–JIV–85, E) Laminar plagioclase-clinopyroxene-magnetite cumu-late, 47–JIV–85, F) Granophyre, 51–JIV–85, G) Clinopyroxenite in the upper part, 53–JIV–85, H) Chilled margin, 430–JIV–86.

64


heterogeeninen ja sisältää rytmisesti oliviini(-kromiitti)- ja oliviini-klinopyrokseeni-ku-mulaatteja (kuva 43b). Tässä osassa kaikki muut primäärit mineraalit paitsi edeniittinen sarvivälke ovat muuttuneet sekundäärisiksi mineraaleiksi: serpentiiniksi, Fe-kromiitiksi ja tremoliitiksi.

Wehrliitit vaihettuvat terävärajaisesti klinopyrokseenimesokumulaateiksi (kuva 43c), joissa on täysin säilynyt diopsidinen kumulusklinopyrokseeni. Interkumuluksena ovat albiittinen plagioklaasi, edeniittinen sarvivälke ja ilmenomagnetiitti, joka tulee kumu-lukseksi klinopyrokseniitin yläosissa yhtä aikaa apatiitin kanssa. Magnetiitti-klinopy-rokseniitin paksuus on n. 30 m.

Magnetiitti-klinopyrokseniitin ja magnetiittigabron kontakti on terävä (kuva 43d), ja plagioklaasin tulo kumulusfaasiin ilmenee kiven selvänä vaalenemisena. Muina kumu-lusmineraaleina magnetiittigabrossa ovat augiittinen klinopyrokseeni ja ilmenomagnetiit-ti. Magnetiittigabron yläosissa esiintyy magmaattista laminaarisuutta (kuva 43e) ja myös heikkoa rytmistä kerroksellisuutta. Magnetiittigabro vaihettuu asteittain granofyyriksi (kuva 43f), joka sisältää runsaasti albiittista plagioklaasia ja kvartsia granofyyrisenä rakenteena. Näiden lisäksi esiintyy apatiittia, biotiittia, zirkonia ja allaniittia.

Yläosan reunavyöhykkeen kokonaispaksuus on n. 10 m, ja se alkaa hienorakeisella jäähtymisreunuksella (kuva 43h) arkeeisia granitoideja vasten ja vaihettuu nopeasti sub-ofiittiseksi pyrokseniitiksi ja edelleen karkearakeiseksi kumulusrakenteiseksi klinopy-rokseniitiksi (kuva 43g). Kaikki primäärit mineraalit ovat muuttuneet paitsi edeniittinen sarvivälke.

Kerrosjuonien geokemia

Geokemiallisesti karjaliittiset kerrosjuonet muodostavat erikoisen magmaattisen sarjan. Kolin kerrosjuonen eri kivilajityyppien kemiallisia analyysejä on esitetty taulukossa 5. Kolin kerrosjuonen differentioitumista havainnollistetaan kuvien 44 ja 45 diagram-meilla.

Kaunisniemen leikkauksessa modifioidun differentioitumisindeksin (MDI) arvoissa ja MgO- ja Cr-pitoisuuksissa on näkyvissä käänteinen fraktioitumistrendi yläosan reuna-sarjassa, kun taas kerrossarjassa trendi on normaali, alhaalta ylöspäin kasvava (kuva 44). MDI:n suuri vaihtelu, 20–80, osoittaa epätavallisen voimakasta differentioitumista, kun otetaan huomioon juonen paksuus (340 m).

Kolin kerrosjuonen eri yksiköiden analyysit muodostavat CMA-diagrammissa (kuva 45a) lähes yhtenäisen voimakkaasti kaartuvan käyrän MgO-nurkasta Al

2O

3-nurkkaan.

Suuntaus kohti CaO-nurkkaa johtuu klinopyrokseenin hallitsevasta asemasta kumulus-faasissa. Jensenin (1976) kationisuhdediagrammissa (kuva 45b) analyysipisteet sijoit-tuvat sekä komatiittien että normaalien tholeiittisarjojen yläpuolelle, koska karjaliitit ovat rikastuneet raudasta ja köyhtyneet alumiinista (taulukko 5, anal. 26). Kondriitti-normalisoidut REE-jakaumat (kuva 45c) osoittavat, että niin kumulaatit, granofyyri kuin jäähtymisreunuskin ovat voimakkaasti rikastuneet kevyistä lantanideista. Tämä myös kertoo juonen kantamagman olleen rikastunut kevyistä lantanideista.

Jäähtymisreunuksen koostumusta (taulukko 5, anal. 26) on yleisesti käytetty kanta-magman koostumuksen indikaattorina, koska sen katsotaan kiteytyneen ensimmäisenä suoraan alkuperäisestä sulasta. Jäähtymisreunusta luonnehtivat erittäin pieni Al

2O

3-pi-

toisuus (9,6 %) ja suuret FeOtot

- (13,7 %), Cr- (610 ppm) ja LREE-pitoisuudet (40–50 x kondriittinen koostumus; Vuollo 1994).

65


Kuva 44. Modifioidun differentioitumisindeksin (MDI) sekä MgO- ja Cr-pitoisuuksien vaihtelu Kaunisniemen leikkauksessa stratigrafisen korkeuden mukaan (Vuollo 1988).Fig. 44. Variation of the modified differentiation index (MDI) and the MgO- and Cr-contents in the Kaunisniemi section according to the stratigraphic height (Vuollo 1988).

Kuva 45. Kolin kerrosjuonen analysoidut näytteet A) CMA- ja B) Jensenin (1976) diagrammeissa. C) Eri kumulaattien ja jäähtymisreunuksen REE-jakaumat Kaunisniemen leikkauksessa (Vuollo 1988).Fig. 45. Analyzed samples of the Koli layered sill in A) the CMA and B) Jensen’s (1976) diagrams. C) REE distributions of various cumulates and the chilled margin in the Kaunisniemi section (Vuollo 1988).

66


18 19 20 21 22 23 24 25 26

SiO2 (%) 42,96 51,28 50,40 41,22 46,10 58,50 59,14 50,12 50,98

TiO2

0,52 0,78 1,20 3,06 2,08 0,88 0,50 1,22 1,49

Al2O

32,90 3,61 5,20 6,10 12,98 15,27 15,00 6,63 9,64

FeO tot

13,80 8,06 11,74 23,12 16,73 10,46 7,88 12,91 13,70

MnO 0,23 0,12 0,20 0,28 0,19 0,15 0,14 0,34 0,26

MgO 33,33 24,48 13,18 10,59 6,38 2,21 2,97 12,12 9,97

CaO 4,05 10,47 15,77 12,49 10,80 4,82 6,94 15,62 8,14

Na2O 0,12 0,30 1,59 1,50 3,15 6,18 5,80 0,26 2,20

K2O 0,04 0,04 0,22 0,44 0,86 0,85 0,63 0,11 2,47

P2O

50,04 0,05 0,06 0,06 0,06 0,30 0,74 0,10 0,17

Summa 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00

Cr (ppm) 3570 3740 290 40 30 40 50 770 610

V 100 170 280 890 550 90 140 260 280

Ni 1450 730 280 410 130 10 30 20 200

Cu 20 40 100 1950 400 60 60 130 120

Zn 100 80 80 120 110 90 80 230 210

S 270 530 500 3590 1480 440 410 1270 1740

Ba 50 20 60 60 180 170 130 80 280

Sr 10 20 50 80 270 190 320 440 120

Zr 50 60 80 80 90 270 320 90 130

MDI 19,44 14,11 37,6 45,59 51,73 80,39 74,8 30,75 57,41

18 Wehrliitti – Wehrlite, 24-JIV-85, o(c)C, s = 17,40 m. 19 Wehrliitti – Wehrlite, 31-JIV-85, oaC, s = 35,60 m.20 Klinopyrokseniitti – Clinopyroxenite, 37-JIV-85, aC, s = 121,60 m.21 Magnetiittiklinopyrokseniitti – Magnetite clinopyroxenite, 39-JIV-85, amC, s = 196,80 m.22 Magnetiittigabro – Magnetite gabbro, 45-JIV-85, apmC, s = 243,20 m.23 Gabropegmatoidi – Gabbro pegmatoid, 49-JIV-85, s = 287,20 m.24 Granofyyri – Granophyre, 51-JIV-85, s = 312,60 m.25 Ylempi klinopyrokseniitti – Upper clinopyroxenite, 54-JIV-85, aC, s = 328,30 m.26 Jäähtymisreunus – Chilled margin, 430-JIV-86, s = 330,00 m. s = etäisyys länteen näytteenottolinjan alkupisteestä – distance to the west from the starting point of

sampling line, x = 6991960, y = 4498550.

Taulukko 5. Tyyppianalyysejä ja MDI-indeksit Kolin kerrosjuonen Kaunisniemen leikkauksesta (Vuollo 1994). Näytteiden paikat on esitetty liitteessä 1.Table 5. Typical assays and MDI indexes for the Koli layered sill in the Kaunisniemi section (Vuollo 1994). Sampling sites are presented in Appendix 1.

67


Nunnanlahden–Turunvaaran alueen karjaliittiset kerrosjuonet

Levein kerrosjuonen osa on Kuhnustan jakson ja Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeen kontaktin tuntumassa. Se alkaa hajanaisena Saarijärven länsipuolelta, jatkuu Rumpa-linvaaraan, siitä Särkilammen pohjoispuolelle, edelleen katkoksen jälkeen länteen Nii-nilampien tienoille, siitä edelleen Ahvenuksen kautta Pihlajalampien tienoille ja sitten pilkkoutuneena Turunvaaran alueelle. Osa juoniaineksesta on tunkeutunut myös ylem-mälle tasolle kvartsiittipinkkojen väliin. Rumpalinvaarassa ja Särkivaarassa alaosan kivi muistuttaa Kolin juonen pyrokseniittisia osia, mutta pyrokseenit ovat muuttuneet amfiboleiksi. Kerrossarjassa ylöspäin kivi vaihtuu gabroideiksi. Gabroidien päällä on Rumpalinvaarassa karkearakeista muuttunutta, sarvivälkerikasta kiveä. Kontaktit ovat huonosti paljastuneita.

Haapovaaran–Turunvaaran alueella tonaliittisissa ja trondhjemiittisissa gneisseissä on runsaasti pilkkoutuneita karjaliittisia kerrosjuonen osueita. Huomionarvoista on, että karjaliitteja ei esiinny tremoliittikvartsiittien puolella. Vaikka karjaliitteja ympäröivät kivet ovat tässä lohkossa vahvasti liuskettuneita ja hiertyneitä, niin karjaliitit ovat muok-kautuneet deformaatiossa muita kiviä vähemmän. Läpikotainen deformaatio näyttää kuitenkin kääntäneen karjaliittiset kerrosjuonet pääosin luode-kaakkosuuntaisiksi.

Karjaliittisen juonen osia esiintyy myös Kuhnustan kaaren alaosan arkosiittipinkkojen välissä loiva-asentoisiksi poimuttuneina. Ne ovat heikosti differentioituneita ja koostuvat pääosin gabroideista, mutta paikoin niiden alaosissa on vähäisiä osueita tummempaa kiveä, joka vastannee kerrossarjan pyrokseniittisia osia. Muutamissa paljastumissa on näkyvissä karjaliitin ja arkosiitin kontakti. Se on yleensä terävä, ja kivi on siinä hier-tynyttä.

Tuopanjärven antiformissa Koivenvaaran–Sieravaaran alueella karjaliitit ovat poi-muttuneet loivasti serisiittipitoisten arkoosikvartsiittien mukana, ja tämän vuoksi sama kerrosjuoni näyttää olevan puhjenneena pintaan useammin kuin yhden kerran.

Fe-tholeiittiset (2 100 Ma) ja tholeiittiset (1 970 Ma) metadiabaasijuonet

Kolin kartta-alueella Fe-tholeiittiset diabaasit (T1) esiintyvät arkeeisen pohjan ja paleo-proterotsooisten kvartsiittien alueilla, kuten myös tholeiittiset diabaasit (T2). Molemmat diabaasit ovat suurin piirtein samansuuntaisia, ja ne muodostavat yleensä luode-kaak-kosuuntaisia juoniparvia. T1-diabaasit esiintyvät selvästi kapeampina juonina, joiden leveys vaihtelee kymmenistä senteistä aina 100 metriin (kuva 46). T2-diabaasit (kuva 47) puolestaan esiintyvät kvartsiittialueella leveämpinä juonina tai kerrosjuonina, ja niiden leveys on yleisimmin 100 metristä aina kilometriin. Arkeeisen pohjan puolella T2-diabaasit esiintyvät kapeampina juonina. Kartoituksessa on kuitenkin todettu, että juonityyppejä on käytännössä vaikea tunnistaa ilman tarkempia tutkimuksia, eikä niitä siten ole Kolin kallioperäkartallakaan erotettu toisistaan.

Tholeiittiset juonikivet ovat parhaiten säilyneitä Kolin kvartsiittijakson alueella. Tyy-pillistä on niiden kiviaineksen homogeenisuus ja niiden heikko liuskettuneisuus. Joskus juonien reunaosissa on havaittu jälkiä jäähtymisreunuksesta.

Pielisellä juonien löytäminen saarten paljastumista on melko satunnaista. Järven alu-eelle on karttaan piirretty muutama juoni paljastumien ja selväpiirteisten magneettisten anomalioiden perusteella.

Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeestä länteen arkeeisen pohjan ja kvartsiittival-taisten alueiden puolella nämä juonet ovat enemmän muuttuneita ja liuskettuneita.

68


Kuva 46. Kapea metadiabaasijuoni (T1) leikkaa arkeeista migmatiittista granitoidia. Fig. 46. A narrow metadiabase dyke (T1) cutting across an Archaean migmatitic granitoid.Laatta 12 cm – Tag 12 cm. Lieksa, Orisaaret, 4313 12D, x = 7009750, y = 4495340 (72 – JJE – 02).Valokuva – Photo: J. Eskelinen.

Kuva 47. Kolin muodostuman ortokvartsiitin (vaalea osa) ja tholeiittisen metadiabaasikerrosjuonen (T2) kontakti pystysuorassa kallioseinämässä. Fig. 47. Contact in a vertical rock wall of tholeiitic metadiabase sill (T2) and light coloured orthoquartzite belonging to the Koli formation.Kynän pituus 14 cm – Length of pen 14 cm. Eno, Kolinvaara, 4313 10D, x = 6985598, y = 4498764 (254 – LJP – 03. Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

69


Vahvimmin deformoituneita ovat ne juonet, jotka esiintyvät Rauanjärven synformin pohjoispuolisella, siirrosten rajoittamalla hiertyneellä lohkolla.

Metadiabaasien petrografia ja mineralogia

Petrografisesti kartta-alueen diabaasit voidaan myös jakaa kahteen ryhmään. Leikkaus-suhteiden perusteella vanhemmat juonet (T1) ovat pitkälle muuttuneita metadiabaaseja, kun taas nuoremmat juonet (T2) ovat paikoin lähes muuttumattomia diabaaseja.

T1-metadiabaaseissa primäärit mineraalit ja myös rakenteet ovat lähes täysin hä-vinneet, ja ne ovat voimakkaasti uudelleen kiteytyneitä. Ne ovat pieni–keskirakeisia ja rakenteeltaan nematoblastisia–granoblastisia tai joskus blasto-subofiittisia ja koostu-vat pääasiassa sarvivälkkeestä (50–70 %) ja plagioklaasista (30–40 %). Aksessorisina mineraaleina esiintyy serisiittiä, biotiittia, kvartsia, epidoottia, karbonaattia, kloriittia, titaniittia ja ilmeniittiä. Plagioklaasin koostumus vaihtelee albiitin ja oligoklaasin välillä esiintymisympäristön mukaan. Kvartsiittien sisällä olevissa juonissa plagioklaasi on albiittia, mutta arkeeisen alueen juonissa esim. Nunnanlahdessa oligoklaasia. Nunnan-lahden vihreäkivivyöhykkeestä länteen on paikoin hiertyneitä metadiabaaseja, joissa on sarvivälkkeen muuttumistuloksena runsaammin kloriittia.

Useimmissa T2-diabaaseissa on säilynyt alkuperäinen ofiittinen rakenne. Muutamis-sa näytteissä on myös säilynyt lähes täydellisesti kiven mineraaliseurue: plagioklaasi, klinopyrokseeni, ortopyrokseeni ja ilmenomagnetiitti sekä oliviini MgO-pitoisimmissa näytteissä ja kvartsia MgO-köyhissä näytteissä. Kuitenkin suurin osa T2-diabaaseista koostuu metamorfisista mineraaleista, jolloin päämineraaleina ovat aktinoliitti tai akti-noliittinen sarvivälke (60–75 %) ja useimmiten primääri plagioklaasi (25–40 %) sekä aksessorisina mineraaleina kloriitti, serisiitti, epidootti ja titaniitti. T2-diabaasien vähäis-tä muuttuneisuutta osoittaa kuitenkin jo se, että plagioklaasi on useimmissa näytteissä tervettä eli se on Ca-rikasta ja vyöhykkeellistä.

Metadiabaasien geokemia

Taulukossa 6 esitetään valikoituja kemiallisia analyysejä ja useampien analyysien arit-meettiset keskiarvot molemmille tyypeille. Diagrammeihin on valittu sekä petrografi-sin että geokemiallisin perustein mahdollisimman terveet ja hyvin säilyneet näytteet, jotka on pyritty ottamaan juonien keskiosista. T1- ja T2-diabaasit eroavat toisistaan geokemiallisesti niin pää- kuin hivenalkuaineidenkin osalta. T1-diabaasit ovat kaikki kvartsinormatiivisia, kun taas T2-diabaasit ovat kvartsi- tai oliviininormatiivisia. Myös Mg-luvuissa on selvä ero eli T2-diabaaseilla sen keskiarvo on 56,7 ja T1-diabaaseilla pienempi, 42,3.

Geokemiallisilla diagrammeilla voidaan erotella tholeiittiset basaltit kalkki-alka-lisista ja alkalibasalteista. Jensenin (1976) kationisuhdediagrammissa (kuva 48a) ja AFM-diagrammissa (kuva 48b) molemmat diabaasiryhmät sijoittuvat lähes kokonaan tholeiittikenttään. Lisäksi kationisuhdediagrammissa on erittäin hyvin näkyvissä diabaa-sien jakautuminen Fe- ja Mg-tholeiitteihin. Hivenaineiden ja harvinaisten maametallien (REE) pitoisuuksien perusteella ja käyttäen erilaisia erotteludiagrammeja on päätelty, että Fe-tholeiittiset (T1) diabaasit edustavat tyypillisiä kontinentaalisia juoniparvia ja tholeiittiset (T2) diabaasit puolestaan merellistä MORB-tyyppiä (Vuollo 1994).

Kolin kartta-alueen ulkopuolelta, Paukkajanvaaran alueelta (4331 01) on T2-diabaasin zirkonista saatu ikä 1 965 ± 10 Ma (Vuollo 1994). Tuloksen vahvistavat myös Sm-Nd-

70


Taulukko 6. Tyyppianalyysejä Kolin kartta-alueen Fe-tholeiittisista (T1) ja tholeiittisista (T2) metadiabaaseista (Vuollo 1994). Näytteiden paikat on esitetty liitteessä 1.Table 6. Typical assays of Fe-tholeiitic (T1) and tholeiitic (T2) metadiabases from the Koli map area (Vuollo 1994). Sampling sites are presented in Appendix 1.

NäyteSample 27 28 29 T1 30 31 32 T2

SiO2 (%) 50,40 50,20 50,80 49,18 50,80 50,10 49,50 49,51

TiO2

2,01 2,10 1,92 1,98 0,96 0,92 0,88 1,01

Al2O

313,80 12,80 12,90 13,35 12,90 15,10 16,40 13,46

Fe2O

3 tot14,90 17,20 17,60 16,43 12,70 11,40 10,80 12,78

MnO 0,21 0,25 0,24 0,25 0,20 0,18 0,18 0,21

MgO 5,24 6,35 4,49 5,50 7,23 5,97 6,14 7,80

CaO 9,60 6,66 8,18 8,82 11,00 12,50 12,00 10,82

Na2O 2,25 2,31 2,07 2,21 2,00 1,55 1,98 1,84

K2O 0,78 0,62 1,45 0,79 0,28 0,19 0,33 0,51

P2O

50,19 0,22 0,22 0,21 0,07 0,10 0,08 0,09

mg-luku 43,63 44,83 35,96 42,32 55,62 53,56 55,58 56,87

V (ppm) 470 390 460 447 280 310 250 332

Cr 72 82 22 69 76 210 47 170

Ni 70 71 30 66 68 58 49 98

Cu 66,3 330 150 167 57 38 80 131

Zn 135 140 110 158 110 120 82 119

Sc 38,5 44 42,4 41 50,5 47,4 36,2 42

Rb 43 33 71 45 13 30 30 28

Sr 171 96 159 189 146 232 148 157

Y 31 34 27 33 17 16 16 18

Zr 141 143 107 138 44 20 27 59

Nb 5 7 8 7 <2 5 2 3,28

Ba 241 82 470 171 44 n.d. 22 90

La 12,1 17,5 17,1 16 6,2 5,8 4,0 5,4

Ce 25,5 50 41 36,4 31,0 18,0 23,0 14,0

Nd 15,6 25 22 20,9 10,0 10,0 8,0 8,5

Sm 4,2 5 4,5 4,8 2,3 2,1 1,6 2,3

Eu 1,59 1,9 1,8 1,7 0,80 1,20 0,70 0,80

Tb 0,8 1 1 0,9 n,d, 0,5 n,d, 0,5

Yb 3 3 3,5 3,2 1,8 2,3 1,4 1,8

Lu 0,34 0,48 0,49 0,4 0,27 0,34 0,21 0,2

Th 1,50 1,30 2,00 1,63 n.d. 0,7 n.d. 0,58

U 2,5 n.d. 1,00 0,89 n.d. n.d. n.d. 0,43

71


analyysit. Geologisten kenttähavaintojen perusteella T1-juonet leikkaavat kvartsiitteja ja n. 2 200 Ma:n ikäisiä karjaliittisia kerrosjuonia, mutta eivät T2-juonia. T2-juonet puolestaan lävistävät T1-juonia. Kumpikaan juonityyppi ei näytä lävistävän kiille-liuskeita. Fe-tholeiittisista juonista muualta Pohjois-Karjalan liuskealueelta on saatu U-Pb-ikämääritykset, jotka ovat luokkaa 2 100 Ma (Huhma 1986, Pekkarinen 1979) eli T1-juonien ikä olisi noin n. 2 100 Ma.

outokumpu-assosiaation kivet

Kolin naapurikarttalehdellä Sivakkavaara (4311) Outokumpu-assosiaation kivet, joihin luetaan serpentiniitti, talkki-magnesiittikivi, dolomiittikivi, kalkkisilikaattikivi ja kvart-

Taulukko 6. Näytteet.Table 6. Samples.

Fe-tholeiittisia metadiabaaseja – Fe-tholeiitic metadiabases:27 507-JIV-87, Kuusimäki, Juuka. 4313 06B, x = 7006780, y = 4471350.28 852-JIV-88, Sieravaara, Juuka. 4313 05D, x = 6998000, y = 4479390.29 885-JIV-88, Pusonjärvi N, Kontiolahti. 4313 10B, x = 6989600, y = 4492760.T1 Keskiarvo – Average (n = 15).

Tholeiittisia metadiabaaseja – Tholeiitic metadiabases:30 655-JIV-87, Käränkävaara, Lieksa. 4313 12B, x = 7006080, y = 4491090.31 840-JIV-88, Ahmovaara, Juuka. 4313 09A, x = 7000180, y = 4481410.32 884-JIV-88, Herajärvi, Kontiolahti. 4313 10B, x = 6989390, y = 4493760.T2 Keskiarvo – Average (n = 21).

Kuva 48. Fe-tholeiittisten (T1) ja tholeiittisten (T2) metadiabaasien koostumukset A) Jensenin (1976) diag-rammissa ja B) AFM–diagrammissa (Vuollo 1988).Fig. 48. Compositions of Fe-tholeiitic (T1) and tholeiitic (T2) metadiabases in A) Jensen’s (1976) diagram and B) the AFM diagram (Vuollo 1988).

72


sikivi, muodostavat "Miihkalin kaaren" (Koistinen 1981), jonka itäinen haara jatkuu kapenevana ja osittain haarautuneena Kolin kartta-alueen länsiosaan (4313 01 ja 02). Outokumpu-assosiaation kivet esiintyvät tyypillisesti niitä sulkevien mustaliuskeiden ja kiilleliuskeiden poimutusta noudattavina konformeina linsseinä ja laattoina (Huhma 1975; Koistinen 1981).

Miihkalin kaaren itäisen haaran tunnetuin Outokumpu-assosiaation kivien esiintymis-alue on Lipasvaarassa, jossa kiilleliuskeympäristössä sijaitsee noin kahden kilometrin pituinen ja kilometrin levyinen serpentiniittilinssi. Serpentiniittiä ja sen talkkiutuneita osueita myötäilee linssin eteläpäähän painottuva kromiittipitoisista kalkkisilikaattikivis-tä ja kvartsikivistä koostuva polveileva reunus. Ulkoreunaltaan nämä kivet rajoittuvat jyrkästi mustaliuskeeseen.

Linssin keskiosa on pääosin serpentiniittiä, mutta reunoilla, erityisesti linssin kape-ammassa pohjoispäässä se on muuttunut suurelta osin talkki-magnesiittikiveksi. Serpen-tiniitti on tummanvihreää pääosin antigoriittivaltaista kiveä. Talkki-magnesiittikivi on väriltään harmahtavaa ja hieman liuskeista. Se koostuu pääosin hienosuomuisesta talkista ja vähän isommista magnesiittirakeista. Mukana on usein myös hieman antigoriittia ja oksidisia ja sulfidisia malmirakeita.

Kalkkisilikaattikivet ovat pääosin vihreää tremoliittipitoista kiveä, jossa on paikoin epäsäännöllisiä kvartsikiviluiroja erityisesti mustaliuskeen kontaktin lähellä. Vaihettumi-nen serpentiniitistä talkki-magnesiittikiveksi ja edelleen kalkkisilikaatti- ja kvartsikiviksi on vyöhykkeistä ja osoittaa näiden kivien liittyvän geneettisesti yhteen (Huhma 1975; Kontinen ym. 2006).

Outokumpu Oy Malminetsinnän suorittamissa tutkimuksissa on mm. kairauksin osoi-tettu, että kartta-alueen länsireunan ja Lipasvaaran välisellä Miihkalin kaaren osalla esiintyy kapeina vyöhykkeinä Outokumpu-assosiaation kiviä, etupäässä kalkkisilikaat-tikiviä, ja että niitä esiintyy myös Lipasvaarasta etelään ja lounaaseen (Koistinen 1981). Luzenac Europe S.A.S. -yhtiön kairauksissa havaittiin myös merkkejä talkkiutuneista serpentiniiteistä.

Aeromagneettisilta kartoilta erottuu Miihkalin kaaren ulkopuolelta muitakin saman-muotoisia, kaarimaisia, lähinnä mustaliuskeista johtuvia magneettisia ja sähköisiä ano-malianauhoja. Niiden ja kiilleliuskeiden rajapinnat näyttävät olevan ylityöntöpintoja tai ruhjesaumoja. Kolin kartta-alueella niiden yhteydessä ei ole havaittu Outokumpu-assosi-aation kiviä, mutta karttalehden 4224 puolella sijaitsee Huutokosken serpentiniittilinssi yhden tällaisen kaaren eteläjatkeella (Huhma 1975). Huutokosken serpentiniittiä leikkaa-van gabron zirkonista tehdyn ikämäärityksen (A1029) perusteella gabron magmaattinen ikä on 1 959 ± 4 Ma (Kontinen ym. 2006). Leikkaussuhteen perusteella tulosta voi pitää Huutokosken ja käytännössä myös Lipasvaaran serpentiniitin minimi-ikänä.

Kaksi tyypillistä analyysiä Lipasvaaran serpentiniittilinssin kivistä on esitetty taulu-kossa 7. Yksi näyte on karbonaattipitoisesta serpentiniitistä (anal. 33) ja toinen louhinnan kohteena olleesta talkki-magnesiittikivestä (anal. 34). Geologisissa muutosprosesseissa vähemmän liikkuvien alkuaineiden, kuten alumiinin ja titaanin osalta, serpentiniitin ja talkki-magnesiittikiven kemialliset koostumukset eivät kovin paljon poikkea toisistaan. Serpentiniitti on Vuollon & Piiraisen (1990) mukaan alkuperältään ofioliitin duniitti-nen kumulaatti, mutta Kontisen ja Peltosen (2005) mukaan sen alkuperä on ilmeisesti residuaaliperidotiitti.

73


NäyteSample%

33 34

SiO2 34,10 37,50

TiO2

<0,01 0,01

Al2O

30,52 0,56

Fe2O

36,47 6,27

MnO 0,10 0,14

MgO 37,50 34,20

CaO 0,06 0,69

Na2O 0,01 0,01

K2O <0,01 <0,01

P2O

50,01 <0,01

S 0,13 0,15

C 4,28 5,81

LOIppm

21,9 23,3

Cl 60 30

V 23 11

Cr 2367 1708

Ni 2111 2107

Cu 0 0

Zn 48 78

Ga 1 1

As 6 669

Rb 1 3

Sr 2 12

Zr 1 1

Ba 20 15

Pb 13 17

Bi 3 5

33 Karbonaattipitoinen antigoriittiserpentiniitti – Carbonate-bearing antigorite serpentinite.

Polvijärvi, Lipasvaaran talkkilouhos. 4313 02A, x = 6990450, y = 4463620 (1-Lipas-98).

34 Talkki-karbonaattikivi, talkkimalmi – Talc carbonate rock, talc ore.

Polvijärvi, Lipasvaaran talkkilouhos. 4313 02A, x = 6990450, y = 4463620 (2-Lipas-98).

Taulukko 7. Tyyppianalyysejä Lipasvaaran serpentiniittilinssin kivistä, Outokumpu-assosiaatio (Kontinen ym. 2006). Näytteiden paikat on esitetty liitteessä 1.Table 7. Typical assays of the rocks of the Lipasvaara serpentinite body, Outokumpu association (Kontinen et al. 2006). Sampling sites are presented in Appendix 1.

74


KiVilAJien iKäSuHteet JA GeoloGinen KeHityS

Pohjois-Karjalan paleoproterotsooisen liuskevyöhykkeen metasedimentit ovat kerros-tuneet diskordantisti syvälle kuluneen arkeeisen pohjan päälle. Raja arkeeisten ja pa-leoproterotsooisten muodostumien välillä kulkee mutkitellen Kolin kartta-alueen itä- ja pohjoisosassa.

Vanhastaan on ollut käytössä karjalaisen kerrossarjan kolmijako: Sariola, Jatuli ja Kaleva (Väyrynen 1954). Kerrossarjan pohjamuodostumat on yleensä luettu Sariolaan, mutta siitä, mihin raja niitä seuraaviin Jatuli-muodostumiin vedetään, on erilaisia tul-kintoja. Jatuliin on luettu Sariolan päälle kerrostuneet puhtaammat kvartsiittiset kivet. Niitä seuraavat kiilleliuskeet on luettu perinteisesti Kalevaan. Jatulin ja Kalevan raja on monin paikoin tulkinnanvarainen silloin, kun kontakti on tektoninen tai siinä on breksiaa eikä selviä konglomeraatteja esiinny. Samoin tulkinnanvarainen on Kalevan jako Ala- ja Ylä-Kalevaan (Kontinen 1987).

Monilta alueilta on laadittu edellä olevan kolmijaon pohjalta muodostumakohtaisia jaotteluja. Tässä selityksessä on sovellettu Kohosen & Marmon (1992) laatimaa Nun-nanlahden–Kolin–Kaltimon alueen litostratigrafista jaottelua, jossa litostratigrafisten yk-siköiden muodollinen määrittely perustuu paikallisiin tyyppialueisiin ja -leikkauksiin.

Arkeeiset granitoidit ja vihreäkivivyöhykkeet

Pääosa Kolin kartta-alueen arkeeisesta kallioperästä koostuu migmatiittisista granitoi-deista. Vihreäkivivyöhykkeet ikään kuin kelluvat granitoidien sisällä, ja jäänteitä niistä esiintyy granitoideissa sulkeumina. Granitoidien ja vihreäkivien kontaktit ovat yleensä peitteisiä, minkä vuoksi niiden kontaktisuhteet tunnetaan huonosti.

Arkeeisten granitoidien vanhimpia ja samalla yleisimpiä kivilajeja ovat migmatiittiset tonaliittiset ja trondhjemiittiset gneissit. Migmatiitteihin liittyy syväkivimäisiä tonaliitti-, trondhjemiitti- ja granodioriittigneissejä. Niiden rajat ovat häilyviä, mutta paikoin ne leikkaavat migmatiitteja. Migmatiittien paleosomeina esiintyvät amfiboliitti- ja kiille-gneissiraidat eivät muistuta Nunnanlahden tai Ipatin jakson vihreäkiviä mutta saattavat edustaa jäänteitä vanhemman generaation vihreäkivistä.

Syväkivimäiset tonaliitti- ja trondhjemiittigneissit lävistävät paikoin vihreäkiviä Nun-nanlahden ja Ipatin vihreäkivivyöhykkeissä. Lisäksi vihreäkivivyöhykkeistä on grani-toidien intrudoitumisen aikana irronnut lohkoja, kuten Letmakassa ja Larinsaaressa. Näin ollen ainakin osa tonaliittigneisseistä on nuorempia kuin vihreäkivien ikä 2 788 ± 5 Ma ja mahdollisesti verrattavissa Taivaljärven alueen tonaliittigneisseihin (kuva 17; vrt. Huhma ym. 1999; Vaasjoki ym. 1999). Pielisen länsirannan gneissimäisen leukotonaliitin zirkonista on aikaisempi ikämääritys, noin 2 700 Ma (Wetherill ym. 1962). Määritys on vanha ja ikä diskordantti ja siten vain suuntaa antava.

Pielisen itärannan migmatiittisella tonaliittigneissillä ja porfyyrisellä granodioriitilla ei liene suurta ikäeroa, vaikka jälkimmäinen rajoittuu tonaliittigneissiin suhteellisen jyrkästi. Kivessä on runsaasti suuria kalimaasälpähajarakeita tai -porfyroblasteja, ja paikoin vaikuttaa siltä, että kivi on syntynyt tonaliittigneissistä voimakkaan kalimeta-somatoosin vaikutuksesta.

Tonaliittigneissiä selvästi nuorempi on punainen graniitti, joka leikkaa sitä kieleke-mäisinä osueina Rekilammen kaakkoispuolella (4313 10). Muualla Kolin kartta-alueella vastaavaa graniittia ei ole havaittu.

Kartta-alueen nuorimpiin granitoideihin kuuluu Härkinlammen pegmatiittigraniitti

75


(liite 3). Siinä on epäsäännöllisinä osueina tonaliittigneissin jäänteitä. Pegmatiittigra-niittia leikkaavat intruusion pohjoispäässä sekä metadiabaasi että karjaliitti, joten se on vanhempi kuin 2 200 Ma. Toisaalta siinä sulkeumina olevien vihreäkivikappaleiden pe-rusteella se on nuorempi kuin 2 788 Ma, jos Nunnanlahden ja Ipatin vihreäkiviä pidetään samanikäisinä. Aittosuon serisiitti-kvartsiliuskeen alaosassa (muinaisrapautumassa) on haamumaisia jäänteitä pegmatiittijuonista. Jos Härkinlammen pegmatiittigraniitti on sa-manikäinen niiden kanssa, sekin olisi arkeeinen, kuten kallioperäkartassa on esitetty.

Ipatin ja Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeiden sisällä eri kivilajien välillä ei näytä olevan suuria ikäeroja, sillä rakenteeltaan ja koostumukseltaan vaihtelevat kivityypit vuorottelevat tiiviisti keskenään. Kummassakin vyöhykkeessä esiintyy leikkaavia kvart-si-maasälpäporfyyrijuonia. Ipatin vyöhykkeestä tällaisen juonen iäksi on saatu 2 788 Ma, mikä antaa Ipatin vihreäkiville minimi-iän. Jos Nunnanlahden juonet ovat samanikäisiä, myös Nunnanlahden vulkaniitit ovat vanhempia kuin 2 788 Ma.

Tätä ikätulosta voidaan verrata muualta saatuihin arkeeisten vihreäkivivyöhykkeiden vulkaniittien tuloksiin. Kuvan 17 diagrammiin on otettu mukaan Sotkamon Taivaljärven vulkaniitin A1174 kolme analyysiä, joiden ikä on 2 790 ± 3 Ma (Vaasjoki ym. 1999). Taivaljärven ja Ipatin tulokset näyttävät vastaavan toisiaan, mutta esim. Ilomantsin vul-kaniitin ikäarviot ovat hieman nuorempia (Vaasjoki ym. 1993; Huhma ym. 1999).

Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeen mafisten ja felsisten vulkaniittien seurassa esiintyvien serpentiniittien ja vuolukivien iän arvioiminen on ongelmallista, sillä niiden ja vulkaniittien kontakteissa on tavallisesti hiertynyt kloriittiliuskereunus, ja kontakti on tektoninen (kuva 8). Kvartsi-maasälpäporfyyrijuonien ei ole havaittu lävistävän serpen-tiniittejä, sitä vastoin karjaliittiset kerrosjuonet ja metadiabaasijuonet lävistävät niitä, joten ne ovat ainakin vanhempia kuin 2 200 Ma.

Ipatin ja Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeiden kivet poikkeavat toistaan melko paljon, ja ne ovat ilmeisesti syntyneet erilaisessa ympäristössä.

Ipatin vihreäkivivyöhyke esiintyy nykyisessä maanpinnan tasossa kaarimaisena ku-viona Kolin poimun kvartsiittien ja niiden pohjamuodostumien ympärillä, mutta niiden alla olevasta vihreäkivivyöhykkeen osasta ei ole tietoa. Pääpiirteittäin Ipatin vihreä-kivivyöhykkeen sisäreunalla valtakivilajeina ovat mafiset vulkaniitit, joita seuraavat karkeusasteeltaan vaihtelevat intermediääriset pyroklastiset kivet. Molemmissa esiintyy felsisiä tuffeja ja kvartsi-maasälpäporfyyrijuonia. Uloinna on felsisiä tuffiitteja sekä grafiitti- ja kiisupitoisia liuskeita. Kvartsi-maasälpäporfyyrin ei ole havaittu lävistävän tuffiitteja. Näiden piirteiden perusteella on päätelty, että Ipatin vihreäkivivyöhyke edus-taa mahdollisesti syvälle kuluneen arkeeisen keilatulivuoriketjun juuriosien jäännöksiä (Luukkonen & Sorjonen-Ward 1998).

Nunnanlahden vihreäkivivyöhykkeessä valtakivilajeina ovat mafiset vulkaniitit sekä niiden seurassa esiintyvät serpentiniitit ja vuolukivet, joita ei ole havaittu Ipatin vyö-hykkeessä. Ipatin vihreäkivivyöhykkeelle tyypillisiä intermediäärisiä tuffeja on vähän. Vyöhykkeen pohjoisosan emäksisten laavojen tyynyrakenteet osoittavat ainakin niiden purkautuneen veden alla, mutta vyöhykkeen keski- ja eteläosan massiiviset laavat tuffi-välikerroksineen lienevät puolestaan purkautuneet kuivalle maalle. Mainitut piirteet ovat varsin tavallisia arkeeisille vihreäkivivyöhykkeille. Se, miten metamorfiset ultramafiset kivet – serpentiniitit ja vuolukivet – liittyvät vulkaniitteihin, on epäselvää, sillä ultrama-fiittien ja vulkaniittien kontaktit ovat vahvasti hiertyneitä ja tektonisia. Outokumpu Oy:n malmitutkimusten perusteella Grundström (1999) rinnastaa Nunnanlahden serpentiniitit ja vuolukivet Kuhmon Kellojärven alueen komatiittisiin kumulaatteihin, joiden iäksi on saatu 2 757 ± 20 Ma (Huhma ym. 1999; Tulenheimo 1999).

76


Paleoproterotsooiset kivilajit

Alueen paleoproterotsooiset liuskeet ovat luontevasti jaoteltavissa osa-alueiksi, joilla on omat kerrosjärjestykseen liittyvät ominaispiirteensä. Kvartsiittivaltaiset osa-alueet ovat Kolin jakso idässä sekä Kuhnustan ja Juuanvaarojen jaksot pohjoisessa. Kiille-liuskevaltaiset alueet käsitellään järjestyksessä (1) Höytiäisen itäpuoli ja Kuhnustan kaari ja (2) Höytiäisen länsipuolinen alue. Erikseen käsitellään lyhyesti kvartsiittien ja kiilleliuskeiden kontaktivyöhykettä ja sen stratigrafista merkitystä.

Kolin jaksosta noudatetaan Kohosen ja Marmon (1992) litostratigrafista nimistöä. Muilta kvartsiittivaltaisilta jaksoilta ei ole julkaistu vastaavaa jaottelua, ja niistä tyydy-tään esittämään korrelaatioita Kolin jaksoon. Kiilleliuskevaltaisille alueille ei myöskään ole vakiintunutta stratigrafista jaottelua.

Kvartsiittivaltaiset jaksot. Kolin jakson stratigrafia on selkeä ja hyvin kuvattu (Piirai-nen 1968; Kohonen & Marmo 1992). Alimpana arkeeisen pohjan päällä esiintyy polymik-tisiä konglomeraatteja ja glasigeenisiä muodostumia (Kyykän ryhmä) sekä muinaiseksi rapautumaksi tulkittuja serisiitti-kvartsiliuskeita (Hokkalammen muinaisrapautuma). Näitä seuraavat järjestyksessä kvartsipallokonglomeraatit ja kvartsiitit (Vesivaaran ja Kolin muodostumat), arkoosikvartsiitit (Jeron muodostuma) ja jälleen paksut ortokvart-siitit (Puson muodostuma), jotka yhdessä muodostavat Herajärven ryhmän. Useimpien Herajärven ryhmän muodostumien ja niiden jäsenten tyyppialueet (Kohonen & Marmo 1992) sijaitsevat karttalehden 4313 alueella.

Kaavio tutkimusalueen stratigrafiasta on esitetty kuvassa 49. Kvartsiittivaltaisten osa-alueiden kerrosseurannoissa on huomattavia eroja. Esimerkiksi vanhimmat Kyykän ryhmän muodostumat näyttävät karttalehden alueella säilyneen vain pieninä jäänteinä Hattusaaren kylän alueella (Rossi 1975; Marmo ym. 1988; Kohonen & Marmo 1992), ja Kolin muodostumaa vastaava yksikkö puuttuu Kuhnustan jaksolta ja sen länsipuoliselta alueelta. Toisaalta Juuanvaarojen tremoliittikvartsiitteja vastaavaa yksikköä ei esiinny lainkaan Kolin jaksolla.

Juuanvaarojen alueella kvartsiitit, tremoliittikvartsiitit, paikoin esiintyvät dolomiit-tiset karbonaattikivet ja peliittiset liuskeet näyttävät muodostavan jatkuvan kerrosseu-rannon, joka litologisesti muistuttaa toisaalta Juuan Polvelasta kuvattuja sarjoja (Huh-ma 1975) ja toisaalta etelämpää Kiihtelysvaarasta (Nykänen 1968; Pekkarinen 1979) kuvattuja seurantoja.

Kolin kerrosjuonesta on muutamia ikämäärityksiä. Kolin kerrosjuonen minimi-ikänä voidaan pitää baddeleyiitin ikää 2 140 Ma, mutta todennäköinen ikä on 2 200 Ma:n luokkaa (Vuollo 1994). Uusimmat zirkoneista tehdyt SIMS-määritykset osoittavat ker-rosjuonten iän olevan n. 2 210 Ma (Kaunisniemen granofyyristä 2 212 ± 30 Ma; Hanski ym. 2006).

Merkittävimmät kvartsiittien ikäsuhteisiin liittyvät päätelmät perustuvat niitä leik-kaavista mafisista juonikivistä tehtyihin havaintoihin ja ikämäärityksiin. Karjaliittiset intruusiot (ikä n. 2 200 Ma; Vuollo 1994) leikkaavat Jeron muodostumaa ja sen vastinetta Kuhnustan jaksolla, kun taas Puson muodostumassa ja Juuanvaarojen jakson kvartsii-teissa niitä ei esiinny. Muut, tätä nuoremmat juonet näyttävät leikkaavan kaikkia alueen kvartsiitteja. Juonia vastaavia laavoja (vulkaniitteja) ei kartta-alueelta ole havaittu. Por-tinkallion konglomeraatin alaosan karjaliitti- ja metadiabaasipallot tekevät Mölönjärven alueen stratigrafian vaikeasti tulkittavaksi.

Edellisen perusteella (1) Jeron muodostuman ja stratigrafisesti sen alapuolella sijait-sevien muodostumien kerrostumisikä on vähintään 2 200 Ma; (2) ainakin pääosa alueen

77


nuoremmista kvartsiiteista on kerrostumisiältään vanhempia kuin 2 100 Ma (mikäli pääosa metadiabaaseista on tätä ikäryhmää) tai ainakin vanhempia kuin 1 970 Ma; (3) säilyneet kerrossarjat edustanevat vain pieniä jaksoja satoja miljoonia vuosia kestäneestä kerrostumishistoriasta.

Verrattaessa Kolin jakson kerrosjärjestystä Kiihtelysvaaran–Värtsilän alueeseen etelämpänä (Nykänen 1968, 1971; Pekkarinen 1979; Pekkarinen & Lukkarinen 1991) havaitaan selviä eroavuuksia. Kohonen ja Marmo (1992) ehdottivatkin Puson muodos-tuman kvartsiittien rinnastamista Pekkarisen (1979) alempaan kvartsiittimuodostumaan (Haukilammen muodostuma; Pekkarinen & Lukkarinen 1991). Näin ollen Kolin jakso ja Kiihtelysvaaran jakso edustaisivat eri tasoilla eroosiolta säilyneitä leikkauksia. Kolin kartta-alueen muodostumien huomattava paksuusvaihtelu sekä lukuisat eri-ikäisiä int-ruusiovaiheita edustavat mafiset juonet viittaavat toistuviin lohkoliikuntoihin ja niiden seurauksena merkittäviin paikallisiin eroihin muodostumien säilymisessä.

Kvartsiittien ja kiilleliuskeiden kontaktivyöhyke. Kolin jakson länsireunassa kvart-siitti- ja kiilleliuskevaltaiset alueet toisistaan erottava kontakti on selvä geologinen ra-

Kuva 49. Sedimenttimuodostumien suhteet Kolin kartta-alueen eri osissa täydennettynä Kohosen (1991: kuva 4.3) stratigrafiakaavioon. Selitys: 1 – siirroskontakti, 2 – tyypiltään tuntematon kontakti, 3 – vähittäinen kontakti, 4 – terävä kontakti, 5 – Kaleva-kiilleliuskeet, 6 – Portinkallion lohko, 7 – Polvelan–Jaakonlammen kvartsiittimuodostuma, 8 – Puson muodostuma ja Kuhnustan kaaren kvartsiittimuodostuma, 9 – Jeron muo-dostuma, 10 – Kolin muodostuma, 11 – Vesivaaran muodostuma, 12 – Hokkalammen muinaisrapautuma, 13 – Kyykän ryhmä (Sariola), 14 – Arkeeiset kivilajit.Fig. 49. Relations of the sedimentary formations in different parts of the Koli map area completed in Kohonen’s stratigraphic scheme (1991: fig. 4.3). Legend: 1 – Fault contact, 2 – Unknown contact type, 3 – Gradual contact, 4 – Sharp contact, 5 – Kaleva mica schists, 6 – Portinkallio block, 7 – Polvela–Jaakonlampi quartz-ite formation, 8 – Puso formation and the quartzite formation in the Kuhnusta arch, 9 – Jero formation, 10 – Koli formation, 11 – Vesivaara formation, 12 – Hokkalampi palaeoregolith, 13 – Kyykkä group (Sariola), 14 – Archaean rocks.

78


japinta: kvartsiitteja ja metadiabaaseja ei yleensä esiinny kiilleliuskeiden joukossa tai päinvastoin. Kontaktivyöhyke on useimmiten melko suoraviivainen ja maastossa helposti seurattava, mutta erittäin huonosti paljastunut. Rakennegeologisesti kontaktivyöhykkeen eri puolilla sijaitsevat kivet poikkeavat selvästi toisistaan. Kvartsiiteissa poimutus on avointa ja siirrokset sekä breksiat yleisiä. Kiilleliuskeet sitä vastoin ovat tyypillisesti tiukasti poimuttuneet.

Kontaktista tehdyt havainnot voidaan jakaa karkeasti kolmeen päätyyppiin. Yleisim-min paljastumattoman kontaktin länsipuolella alkavat kiilleliuskeet, joissa kontaktin lähellä esiintyy paikoin terävärajaisia kvartsiittivälikerroksia. Toiseen tyyppiin luetaan kontaktivyöhykkeessä esiintyvät konglomeraatit (kuva 50). Erityyppiset kvartsiittibrek-siat ja "breksiakonglomeraatit" muodostavat kolmannen tyypin (Kohonen ym. 1990).

Kontaktivyöhykkeen stratigrafinen merkittävyys on ymmärretty kautta aikojen, mutta Pohjois-Karjalassa työskennelleiden geologien käsitykset kontaktin luonteesta ovat olleet hyvin vaihtelevia. Frosterus ja Wilkman (1920) pitivät kontaktia ylityöntösiirroksena ja Väyrynen (1933, 1939) puolestaan merkittävänä epäjatkuvuuspintana pohjakonglome-raatteineen. Gaál (1964) kyseenalaisti Väyrysen (1933, 1939) tulkinnan ja piti jälleen vyöhykettä ylityöntösiirroksena. Piirainen (1968) tulkitsi kvartsiittien ja fylliittisten kiilleliuskeiden muodostavan jatkuvan transgressiivisen kerrosseurannon. Piirainen ym. (1974) myötäilevät taas Väyrysen (1933, 1939) tulkintaa. Myös laajoissa stratigrafiaa

Kuva 50. Tottolammen konglomeraatti. Pallot kvartsiittia, serisiittikvartsiittia ja kloriittiliusketta. Konglome-raatin päällä on kvartsiittikerros (kuvan oikea laita). Paljastuman pinta on likimain kerroksellisuuden suun-tainen.Fig. 50. The Tottolampi conglomerate with clasts of quartzite, sericite quartzite and chlorite schist. A quartzite bed is visible on the conglomerate (on the right side of the photograph). The surface of the outcrop is almost parallel with the bedding.Kompassin pituus on 12 cm – Length of compass 12 cm.Kontiolahti, Tottolampi, 4313 10A, x = 6984160, y = 4494380 (70 – JJK – 83).Valokuva – Photo: J. Kohonen.

79


käsittelevissä yhteenvedoissa (Simonen 1980, Laajoki 1986) viitataan yleensä Väyrysen (1933) klassiseen tutkimukseen ja todetaan kontaktin olevan konglomeraattien kuvasta-ma eroosiopinta (Laajoki 1998).

Viimeisimmät kuvaukset kontaktivyöhykkeestä ovat raportissa Kohonen ym. (1990) ja Kohosen (1995) julkaisussa. Yhteenvetona voidaan todeta: (1) Kolin jaksolla kon-taktivyöhyke on pystyhkö, kvartsiittien kerroksellisuutta jyrkkäasentoisempi normaa-lisiirrosvyöhyke, joka on poimutuksen aikana monivaiheisesti uudelleen aktivoitunut. Kvartsiitit eivät suoraviivaisesti jatku kiilleliuskeiden alle. (2) Kontaktivyöhykkeessä esiintyy sekä tektonisia breksioita että konglomeraatteja, mutta ne eivät ole stratigrafi-selta tulkinnaltaan yksikäsitteisiä. Ne voidaan tulkita myös monivaiheisessa siirrostuk-sessa tiettyyn vyöhykkeeseen, mutta vaihteleviin stratigrafisiin asemiin syntyneiksi. (3) Kontaktin luonne vaihtelee kartta-alueen eri osissa. Kolin jaksolla kontaktivyöhykkeen tulkitaan edustavan varhaista, mahdollisesti jo allaskehitykseen liittyvää normaalisiir-rossysteemiä, jossa läntinen lohko on itäiseen nähden vajonnut. Tämä siirrosvyöhyke aktivoitui poimutuksen aikana työntösiirroksena ja pohjoisosistaan myöhemmin vielä kulkusiirroksena (Kohonen ym. 1990; kuva 18).

Nunnanlahden–Ahmovaaran alueella kontakti on työntösiirroksessa ylikääntynyt, ja alue on rakenteellisesti monimutkainen (Kohonen ym. 1989). Kuhnustan jaksolla kontaktivyöhyke on poikkeuksellisen heikosti paljastunut. Myös Juuanvaarojen jaksol-la kontakti on paljastumaton, mutta kivilajien perusteella voi otaksua kontaktin täällä edustavan jatkuvaa kerrosseurantoa tremoliittikvartsiiteista karbonaattikivien kautta kiil-leliuskeisiin samaan tapaan kuin Polvelan alueella hieman lännempänä, karttalehdellä 4311 12.

Kiilleliuskevaltaiset alueet. Valtaosan karttalehden alueesta ja koko Pohjois-Karjalan liuskejaksosta muodostavat erityyppiset kiilleliuskeet, joita on perinteisesti kutsuttu yh-teisnimellä Kalevan liuskeet. Väyrysen (1933, 1939) tutkimusten jälkeen kiilleliuskeita on pidetty alueen kvartsiitteja (eli perinteisessä nimistössä Jatulia) nuorempina kerrostu-mina (Simonen 1980; Laajoki 1986). Ward (1987, 1988) on Hammaslahden–Rääkkylän alueen tutkimustensa pohjalta kuitenkin esittänyt Kalevan itäisen osan kerrostumisen ainakin osittain samanaikaiseksi kvartsiittien kanssa.

Kiilleliuskealueen stratigrafia on huonosti tunnettu. Yleensä koko yksikköä, tai ai-nakin sen itäistä osaa, on tulkinnoissa käsitelty yhtenä kokonaisuutena, vaikka monet tutkijat ovat todenneet kivilajivaihtelun huomattavaksi (Pohjois-Karjalan alueella esim. Pelkonen 1966; Huhma 1975; Ward 1987; 1988; Kohonen 1995). Kukaan tutkijoista ei kuitenkaan ole esittänyt kiilleliuskeita koskevaa muodostumajakoa.

Vaikka selvästi toisistaan poikkeavia kivilajiseurueita esiintyy, siirroksien ja poi-mutuksen takia ne eivät useinkaan ole lateraalisesti pitkälle seurattavissa. Kivilajiseu-rueiden sisäinen kivilajivaihtelu on usein huomattavaa; tyypillistä on metapeliittisten ja metapsammiittisten yksiköiden vuorottelu. Pienien paljastumien luokittelu tiettyyn seurueeseen kuuluvaksi on tämän vuoksi usein mahdotonta. Lisäksi kiilleliuskeiden ala-kontakti on luonteeltaan jossain määrin epäselvä, joten litostratigrafisesti edes yksikön alimpia kivilajeja ei varmuudella tunnisteta.

Kiilleliuskeet on kentällä tehtyjen havaintojen perusteella jaoteltu viiteen kivilaji-seurueeseen, joissa kussakin voidaan kivilajien otaksua syntyneen jokseenkin samanai-kaisesti. Poikkeuksena ovat kivilajiseurueen LS1 kivet, jotka saattavat karttalehden eri osissa edustaa eri-ikäisiä kerrostumia. Toisaalta tiedot sekä kivilajiseurueiden sisäisestä kerrosjärjestyksestä että erityisesti kivilajiseurueiden päällekkäisyyssuhteista ovat hata-ria monivaiheisen poimutuksen ja todennäköisten ylityöntöjen vuoksi. Joskus seurueet

80


ovat helposti toisistaan erotettavissa, mutta usein rajanveto perustuu eri kivilajien ylei-syyteen ja esiintymistapaan assosiaatiossa.

Kontinen (1987) on Kainuun alueella esittänyt Kalevan jakamista kahteen epämuo-dolliseen pääyksikköön. Ala-Kalevalle tyypillisiä piirteitä ovat litologinen vaihtele-vuus, peliittisten liuskeiden esiintyminen ja lähellä kvartsiitin kontaktia paikoin tavatut konglomeraatit. Ylä-Kalevaa taas luonnehtii paksukerroksisten, hiekkavaltaisten tur-bidiittien hallitsema jokseenkin yksitoikkoinen litologia. Samantyyppinen litologinen pääjaottelu on nähtävissä jo Frosteruksen ja Wilkmanin (1920) ja Väyrysen (1939) Pohjois-Karjalan geologisilla kartoilla. Ward (1987, 1988) on karkeasti jaotellut Poh-jois-Karjalan kiilleliuskeet läntiseen ja itäiseen alueeseen, joista edellinen kuvausten mukaan litologisesti vastannee Kontisen (1987) Ylä-Kalevaa ja jälkimmäinen muistuttaa Ala-Kalevaa. Myös Kolin kartta-alueen lounaisosan yksitoikkoiset turbidiittiset meta-grauvakat edustavat tyypillisiä Ylä-Kalevan kerrostumia, kun taas itä- ja pohjoisosan liuskeet rinnastunevat paremminkin Ala-Kalevaan.

Ala-Kalevan liuskeiden kerrostumisen ajankohdasta ei kartta-alueelta ole suoria todis-teita. Koska runsaslukuisten metadiabaasien ei missään ole varmasti todettu leikkaavan kiilleliuskeita, voidaan otaksua kiilleliuskeiden ainakin pääosin kerrostuneen myöhem-min kuin 2 100 Ma. Detritaalisten zirkonien ikämääritysten mukaan sekä Outokummun alueella (Claesson ym. 1993) että Höytiäisen pohjoisosassa (H. Huhma, henkilökoh-tainen tiedonanto 2005) Ylä-Kaleva-tyyppiset liuskeet kerrostuivat myöhemmin kuin 1 930 Ma sitten.

Kartta-alueen kiilleliuskeet ovat siten jaettavissa kahteen pääryhmään, joista van-hemman kerrostuminen liittynee monivaiheiseen mantereen repeämiseen, reuna-altaiden syntyyn ja passiivisen mannerreunan muodostumiseen 2 100–1 960 Ma sitten. Nuorempi ryhmä liittynee luontevimmin orogenian alkuvaiheeseen ja etusyvänteen nopeaan täyt-tymiseen (Kohonen 1995).

Monin perustein on ilmeistä, etteivät Outokumpu-assosiaation kivet ole syntyneet Ylä-Kalevan kiilleliuskeympäristössä, jossa ne nyt esiintyvät, vaan että ne ovat siirros-pintojen rajaamia alloktonisia fragmentteja n. 1 960 Ma:n ikäisestä ylityöntyneestä me-rellisestä litosfääristä (Kontinen ym. 2006). Ne voidaan tulkita myös ofioliittikappaleiksi (vrt. Koistinen 1981; Ward 1987; Vuollo & Piirainen 1990).

RAKenne JA MetAMoRFooSi

Tektonisesti, siis suhteessa proterotsooiseen svekofenniseen orogeniaan, koko Poh-jois-Karjalan liuskejaksoa voidaan kuvata etumaan ylityöntövyöhykkeeksi. Tyypillisiä yleispiirteitä ovat (1) epäsymmetriset rakenteet, jotka kuvastavat tektonista työntymis-tä kohti itää ja koillista, (2) rakennesarja, jossa varhaiset (alun perin loiva-asentoiset) ylityöntörakenteet ovat uudelleenpoimuttuneet deformaation edetessä, (3) arkeeisen pohjan deformaation voimistuminen kohti länttä ja (4) metamorfoosiasteen kohoaminen kohti länttä.

Pohjois-Karjalan alueella on tehty lukuisia rakennegeologisia detaljitutkimuksia (Koistinen 1981; Ward 1987; Kohonen 1995). Tässä kallioperäkartan selityksessä on näin ollen tarpeen esittää ainoastaan sellaisia yleispiirteitä, jotka selittävät karttakuvassa ilmeneviä suurrakenteita.

Useat aluetta koskevat tutkimukset (Koistinen 1981; Park & Bowes 1983; Ward 1987; Kohonen 1995) päätyvät yleispiirteiltään samankaltaiseen tulkintaan alueen deformaa-

81


tiokehityksestä. Varhaiset deformaatiovaiheet liittyvät loiva-asentoisiin ylityöntöihin, ja varhaisimmat rakenteet ovat todennäköisesti syntyneet ainoastaan alloktonisiin yksi-köihin ja liittyvät hyvin loiva-asentoisiin ylityöntöihin. Vähitellen kuoren tektonisesti paksuuntuessa myös alun perin passiivinen arkeeinen pohja alkoi deformoitua ja työntyi osittain nuorempien yksiköiden päälle. Paksuuntuminen johti vähitellen yhä pystympien rakenteiden syntyyn, ja Höytiäisen–Nunnanlahden vyöhyke kehittyi lähes pystyasentoi-seksi vasenkätiseksi hiertovyöhykkeeksi.

Alueen rakennesarja, joka perustuu havaintoihin rakenteiden ikäjärjestyksestä, on kuvattu mm. Wardin ja Kohosen (1989) ja Kohosen (1995) julkaisuissa. Aivan varhaisim-mat deformaatiot ovat selvästi tunnistettavissa vain karttalehden lounaisimmissa osissa (Koistinen 1981). Lähes koko karttalehden alueella voimakkain, hallitseva liuskeisuus sekä arkeeisissa että proterotsooisissa kivissä liittyy vaiheeseen, jossa arkeeinen pohja ja peitesarjan liuskeet poimuttuivat ja ylityöntyivät yhdessä ja toisiinsa lomittuen. Tämän deformaation vaikutuksia arkeeisen pohjan kiviin ja paleoproterotsooiseen peitesarjaan voidaan parhaiten havainnoida karttalehden luoteisosissa. Arkeeisen pohjan koostumu-serot ja niistä johtuva deformaation epähomogeenisuus ovat hyvin suuresti vaikuttaneet karttakuvassa näkyvien merkittävien rakennepiirteiden, kuten Kolin poimurakenteen (Kohonen 1988) ja Kuhnustan kaaren (Kohonen ym. 1991), syntyyn.

Ylityöntörakenteiden uudelleen poimuttuminen johti yhä pystympien rakenteiden syntyyn ja arkeeisen pohjan vanhojen murrosvyöhykkeiden uudelleen aktivoitumiseen pystyinä hiertovyöhykkeinä. Koko Höytiäisen–Nunnanlahden alueella yleiset vasenkä-tiset poimut liittyvät tähän hiertovyöhykkeiden kehitykseen.

Lähes koko kartta-alueella, aivan itäisintä osaa lukuun ottamatta, kaikki hallitsevat ra-kennepiirteet liittyvät svekofenniseen orogeniaan ja ovat siis iältään paleoproterotsooisia (1 900–1 880 Ma). Pielisen itäpuolella ja Pielisen saarten arkeeisissa kivissä havaittavat rakennepiirteet ovat iältään arkeeisia; sielläkin ne tosin ovat osittain uudelleen suunnit-tuneet proterotsooisessa poimutuksessa.

Vaikkakin kaikki merkittävät kivissä havaittavat tektoniset rakenteet liittyvät samaan deformaatiokehitykseen, on toisaalta eri alueiden ja toisaalta eri kivilajien välillä selviä eroja deformaatiotyylissä. Esimerkiksi granitoidien ja peliittisten liuskeiden rakenteet poikkeavat samalla alueellakin toisistaan huomattavasti mm. raekoon, alkuperäisen mi-neraalikoostumuksen ja fluidien määrän mukaan. Seuraavassa esitetään lyhyesti kartta-alueen eri osien tyypillisiä rakennepiirteitä.

Itä- ja koillisosan granitoidialue sekä Ipatin vihreäkivivyöhyke. Kolin alueen gra-niittisissa kivissä on useimmiten vain heikosti kehittynyt tektoninen suuntaus, ja tässä eroavuus kartta-alueen luoteisosan granitoideihin on todella huomattava. Migmatiittisten ja gneissimäisten granitoidien raitaisuus on selvästikin arkeeinen rakennepiirre (kuva 13). Tämä raitaisuus kuitenkin myötäilee usein (esim. Pielisen rannassa Savilahden alueella) paleoproterotsooisten kivien suurrakenteita, mikä viittaa arkeeisen pohjan jon-kinasteiseen deformoitumiseen yhdessä kvartsiittien kanssa.

Ipatin vihreäkivivyöhyke on osittain pilkkoutunut ja paikoin voimakkaasti hierty-nyt deformaatiokehityksen aikana. Alue on rakenteellisesti monimutkainen, ja pääosa havaittavasta deformaatiosta lienee paleoproterotsooista ja yhteydessä Kolin poimun (Kohonen 1988) syntyyn.

Kolin jakso. Kvartsiittialueella kerroksellisuus on lähes aina havaittavissa, ja virtaker-rokset mahdollistavat kerrosten nuorenemissuunnan määrityksen luotettavasti. Kiillettä sisältävissä kvartsiiteissa luode-kaakkosuuntainen liuskeisuus on kehittynyt läpikotaisek-si, kun taas ortokvartsiiteissa voidaan useimmiten havaita vain kvartsirakeiden litistymi-

82


sestä johtuva heikko suuntautuminen. Herajärven alueella ja Savijärven pohjoispuolisella alueella kvartsiitit eivät ole juurikaan poimuttuneet; loiva-asentoisten kvartsiittikerrosten nuorenemissuunnat osoittavat systemaattisesti arkeeisen pohjan toimineen kerrostumis-alustana. Kvartsiittien deformaatio on tapahtunut pääosin limittymällä: kvartsiittilaatat ja -linssit ovat työntyneet toistensa päälle niin, että ne muodostavat pärekattomaisen rakenteen (Kohonen 1987).

Kolin poimun rakenne poikkeaa muusta kvartsiittijaksosta. Muualla vakaasti luode-kaakkosuuntaiset rakenteet kääntyvät pohjois-eteläsuuntaisiksi ja paikoin lähes pys-tyiksi. Poimurakenteeseen ei ole kehittynyt selvää akselitasoliuskeisuutta. Kvartsiitit poimun kyljillä ovat lasimaisiksi uudelleen kiteytyneitä, ja blastoklastinen asu on vain vaivoin tunnistettavissa. Kolin poimun rakennetta on tarkemmin kuvannut Kohonen (1988, 1991).

Kuhnustan kaaren kvartsiittijakso. Kuhnustan kaari muodostaa karttakuvassa suuren vasenkätisen poimurakenteen, jonka on tulkittu syntyneen varhaisemman ylityöntöpoi-mun ja myöhäisemmän vasenkätisen hiertovyöhykkeen yhdistelmänä. Poimun itäkyl-jellä liuskeisuus viettää kohtalaisessa kulmassa länsilounaaseen, kun taas länsikyljellä hallitsee pystyhkö hiertoliuskeisuus.

Nunnanlahden vihreäkivivyöhyke. Tasosuureista hallitseva on läpikotainen liuskei-suus, joka kaatuu jyrkästi lounaaseen. Tämä voimakas, paikoin jopa myloniittinen lius-keisuus edustaa isokliinisen poimutuksen akselitasoa. Nuoremmat liuskeisuusrakenteet ovat heikkoja ja paikallisia: vasenkätiseen pienoispoimutukseen liittyvä, vain paikoin selvästi näkyvä liuskeisuus sekä oikeakätinen, pienoissiirrosten luonnehtima erittäin paikallinen krenulaatioliuskeisuus.

Hallitsevaa liuskeisuutta taivuttavaan vasenkätiseen poimutukseen liittyy vahva vii-vaus. Sekä viivaukset että poimuakselit painuvat kohtalaisesti tai jyrkästi etelään. Kan-tolan alueen tyynyrakenteisissa laavoissa näkyy vasenkätiseen poimutukseen liittyvä venyminen selvästi. Vaakaleikkauksessa tyynyt näyttävät deformoitumattomilta, mutta pystyleikkauksesta nähdään tyynyjen venyneen viivauksen suunnassa voimakkaasti.

Nunnanlahden Takalanvaaran tieleikkauksessa voidaan tunnistaa neljä selvää raken-nepiirrettä. Vanhin on voimakas, hallitseva liuskeisuus. Sitä taivuttaa vasenkätinen, tiuk-ka–avoin poimutus, johon liittyy erittäin heikko akselitasoliuskeisuus. Tieleikkauksen etelälounaaseen jyrkästi viettävillä liuskeisuuspinnoilla on voimakas viivaus vasenkäti-sen poimutuksen akselin suunnassa. Näiden pintojen kiillerikkaissa osissa näkyy lisäksi voimakas, vanhempaa viivausta leikkaava ja huomattavasti loivempi krenulaatiovii-vaus. Rakennesarja vastaa saman alueen paleoproterotsooisista kiilleliuskeista tehtyjä havaintoja, eikä siten yhtäkään kuvatuista piirteistä voida varmuudella pitää iältään arkeeisena.

Kuhnustan kaaren luoteispuolen granitoidialue. Alueen rakenteet muistuttavat geo-metrialtaan Nunnanlahdesta edellä kuvattua sarjaa. Erittäin voimakas hiertoliuskeisuus on koko granitoidialueen hallitseva rakennepiirre. Tämän protomyloniittisen rakenteen syntyyn liittyy kaikkien varhaisempien rakenteiden voimakas yhdensuuntaistuminen. Kivilajikontaktit ovat hiertoliuskeisuuden suuntaisia ja poimunkärjet pilkkoutumisen vuoksi vaikeita tunnistaa. Hallitsevaa liuskeisuutta taivuttava paikoin tiukka vasen-kätinen pienoispoimutus ja voimakas viivaus liittynevät poimutukseen. Paikoin tämä kaakkoon kohtalaisen loivasti osoittava hyvin vahva viivaus on esim. metadiabaaseissa hallitsevin rakennepiirre. Hiertoliuskeisuus on selvästi vyöhykkeisesti kehittynyt: sekä kartan mittakaavassa että paljastumilla voidaan havaita erittäin voimakkaasti hiertynei-den ja hieman paremmin säilyneiden osien vuorottelua. Hiertoliuskeisuus voimistuu

83


kohti länttä, ja läntisimmissä osissa protomyloniittinen tai myloniittinen liuskeisuus on läpikotainen. Myös metadiabaasijuonet ovat täällä yhdensuuntaistuneet täysin hallitsevan rakenteen suuntaisiksi.

Juuanvaarojen kvartsiittijakso. Juuanvaarojen alueella kvartsiitit ja arkeeisen poh-jan granitoidit ja gneissit ovat poimuttuneet tiukasti toistensa lomaan. Rakenteet ovat aivan ilmeisesti varhaisemman ylityöntöpoimutuksen ja myöhemmän poimutuksen yh-distelmäpoimuja. Nuorempi poimutus on täällä huomattavasti Kuhnustan kaaren aluetta tiukempaa. Kaakkoon loivasti viettävä voimakas viivaus edustanee vanhemman tiukasti poimuttuneen liuskeisuuden ja nuoremman pystyhkön liuskeisuuden leikkausviivausta ja samalla siis nuoremman deformaation poimuakselin suuntaa. Alueen rakennegeologiaa on viimeksi tutkinut Kuusela (2003).

Kiilleliuskeiden rakenteet. Kartta-alueen itäosan kiilleliuskeiden rakenteita on kuvattu lukuisissa julkaisuissa ja raporteissa (Kohonen 1995). Alueen lounaisosan rakenteiden kuvaus ja tulkinta on puolestaan löydettävissä Koistisen (1981) julkaisusta.

Höytiäisen itäpuolen kiilleliuskeiden rakenne poikkeaa jyrkästi Kolin jakson kvart-siittien rakenteesta. Kiilleliuskeet ovat kauttaaltaan tiukasti tai lähes isokliinisesti poimuttuneita, kun taas kvartsiiteissa paljastumamittakaavan poimut ovat hyvin har-vinaisia. Tämä voidaan selittää joko kiilleliuskeiden puristumisella alun perin jyrk-käasentoista siirrospintaa vasten (Kohonen ym. 1990; Kohonen 1995) tai liuskeiden alla olevan arkeeisen pohjan epähomogeenisella lyhenemisellä liuskejakson eri osissa. Jälkimmäinen vaihtoehto on ymmärrettävissä, kun verrataan arkeeisten kivien defor-maatiotyyliä yhtäältä karttalehden itäisimmissä osissa ja toisaalta Nunnanlahden län-sipuolisella alueella.

Koko kiilleliuskealueella hallitseva rakennepiirre on S1- tai S1/S2(-yhdistelmä)-lius-keisuus ja tyypillisimmin sen kanssa yhdensuuntainen kerroksellisuus. Aivan lounaisinta osaa lukuun ottamatta liuskeisuuden kulku on luode-kaakkosuuntainen. Varhaisempiin (pre-D2) deformaatioihin liittyvät poimunkärjet ovat harvinaisia – ilmeisesti voimakkaan liuskeisuuden ja poimunkärkien pilkkoutumisen vuoksi ylityöntötyyppisessä poimutuk-sessa. Yleiskuvaksi varhaisista deformaatioista tulee makaava isokliininen (lounaisim-massa osassa) tai epäsymmetrinen poimutus, jossa ylityöntöliikuntojen liikesuunta on ollut kohti itää tai koillista. Tässä yhteydessä vanhemmat kivet ovat osittain työntyneet kiilleliuskeiden päälle.

Nuorempaa (D2) deformaatiota luonnehtivat kartta-alueen itäosassa vasenkätiset van-hempaa liuskeisuutta taivuttavat poimut tai – päähiertovyöhykkeissä, joissa deformaatio on erityisen voimakasta – pystyhkö (NW-SE-suuntainen S1/S2-komposiitti) hiertolius-keisuus. Höytiäisen alueella F2-poimut ovat vähemmän leimallisesti vasenkätisiä. Täällä vanhempi liuskeisuus on poimutettu uudelleen jokseenkin tiukoille poimuille, joiden akseli painuu tyypillisimmin loivasti eteläkaakkoon. Rauanjärven alueella tilanne on samankaltainen, mutta poimutus on edelleen tiukempaa.

Kaikkein nuorimpia (post-D2) rakenteita liuskeissa ovat suunniltaan eri puolilla kart-ta-aluetta suuresti vaihtelevat kink-poimut ja liuskeisuuspinnoilla havaittavat krenulaa-tiot, joihin ei tyypillisesti liity metamorfista mineraalikasvua.

Metamorfoosista. Yksityiskohtaisia metamorfoositutkimuksia ei ole tehty Kolin kart-ta-alueella, ja näin ollen voidaan esittää vain joitakin toteamuksia.

On ilmeistä, että arkeeiset vihreäkivet ja ultramafiitit Nunnanlahden ja Ipatin vih-reäkivivyöhykkeissä ovat käyneet läpi monivaiheisen deformaation ja metamorfoosin. Lipposen (2000) mukaan Nunnanlahden metaultramafiittien (serpentiniitit ja vuolukivet), alun perin lähinnä duniittikumulaattien, nykyinen koostumus heijastaa metamorfoosia

84


epidootti-amfiboliittifasieksen tai vihreäliuskefasieksen olosuhteissa ja vuorovaikutusta H

2O-CO

2-fluidien kanssa.

Paleoproterotsooisten kivien metamorfoositutkimukset rajoittuvat maastossa ja ohut-hieistä havaittuihin piirteisiin. Yksityiskohtaisia mineralogisia tutkimuksia ei ole tehty. Kvartsiittialueella tasapainoiset mineraaliseurueet ovat kvartsi – serisiitti – kloriitti, kvartsi – serisiitti – andalusiitti (kyaniitti) ja kvartsi – serisiitti – albiitti – kloriitti – bio-tiitti. Myös kiilleliuskeissa metamorfinen seurue on kvartsi – serisiitti – albiitti – kloriitti – biotiitti (Kohonen 1987). Ahmovaaran–Nunnanlahden alueella esiintyy lisäksi satun-naisesti granaattia, erityisesti pienirakeisissa metagrauvakoissa.

Kaikki mainitut mineraaliseurueet kuvastavat alhaisen asteen metamorfisia olosuh-teita eli vihreäliuskefasiesta biotiitti-isograadin yläpuolella (Piirainen & Vuollo 1991), mutta aivan läntisimmässä osassa esiintyy yleisemmin granaattia, ja metamorfoosi lienee tapahtunut jo lähellä amfiboliittifasieksen olosuhteita.

Kyaniitin esiintyminen Kolin jakson kvartsiiteissa kuvastanee paikallisesti muuta aluetta korkeammaksi kohonnutta painetta. Kvartsiiteissa kyaniitin määrä lisääntyy an-dalusiitin kustannuksella pohjoista kohti. Tämä voisi kuvastaa metamorfoosipaineen olleen korkein alueen pohjoisosassa. Marmo (1981) on arvioinut kyaniitin syntyneen metamorfoosissa 400–500 asteen lämpötilassa ja 2,8–4,0 kb:n paineessa. Tunnetut kyaniittiesiintymät sijoittuvat siirros- ja hiertovyöhykkeiden läheisyyteen, ja ilmeisesti tämä on edesauttanut kyaniitin syntymistä (Pekkala 1982).

tAlouDelliSiA AiHeitA

Vuolukiviesiintymiä. Pienimittakaavaista vuolukiven louhintaa rakennuskiviksi ja uunien valmistamista varten on harjoitettu Nunnalahdessa 1800-luvun lopulta alkaen (Kotivuori 1981). Tästä on jäljellä vain veden täyttämiä monttuja Nunnanlahden ja Saarijärven välisellä alueella. Vuosien varrella on löydetty isompia esiintymiä ja opittu hyödyntä-mään paremmin vuolukiven hyviä ominaisuuksia. Nykyisellään vuolukiven varaan on kehitetty taloudellisesti merkittävä kiviteollisuuden haara. Nunnanlahden kylän kes-keisellä Kärenvaaran alueella sijaitsevat Tulikivi Oyj:n ja Nunnanlahden Uuni Oy:n vuolukivilouhokset ja jalostuslaitokset. Tulikivi Oyj:llä on louhos myös Mustansuon eli Koskelan alueella (liite 3 ja kuva 51). Lisäksi Tulikivi Oyj on tehnyt koelouhintaa Vuokinmonttujen alueella, Kärenvaaran alueelta kaakkoon. Pieni hylätty vuolukivilou-hos on Portinkallion tuntumassa Mölönjärven länsipuolella (Suomen Lämpökivi Oy). Liitteessä 3 kuvatut louhosten rajat vastaavat vuoden 2004 tilannetta.

Viime vuosina GTK ja Tulikivi Oyj ovat tehneet vuolukivitutkimuksia uusien esiin-tymien paikantamiseksi ja arvioimiseksi. Esiintymiä on löydetty syväkairauksella mm. Saarijärven länsipuolelta Heiskasensuolta (GTK), Rumpalinvaarasta (GTK) ja Vaara-lammen luoteispuolelta (Tulikivi Oyj). Niiden hyödyntämismahdollisuudet selviävät tulevaisuudessa.

Muita luonnonkiviesiintymiä. Kolin kartta-alueen kvartsiitteja on paikoin louhittu koemielessä rakennuskiviksi. Merkittävin näistä esiintymistä on GTK:n tutkima Satu-lavaaran serisiittikvartsiittiesiintymä. Se on kairattu ja koelouhittu ja on hyvien kulku-yhteyksien päässä. Kivi on jokseenkin ehyttä, ja sen lievä poimutus saa sahatun pinnan näyttämään hopeisen aaltoilevalta – siitä nimi ”Satula Silver”.

Myös kiilleliuskeita on muutamassa paikassa yritetty louhia, mutta kivet ovat usein rikkonaisia ja huonosti lohkeavia.

85


Vuolukivien yhteydessä esiintyviä serpentiniittejä on koelouhittu muutamassa paikas-sa, kuten Mustanvaaran serpentiniittimassiivin pohjoispäässä ja Saarijärven länsipuolel-la. Koelouhinnassa serpentiniitit ovat osoittautuneet melko rikkonaisiksi.

Talkkiesiintymiä. Polvijärven Lipasvaarassa on noin kaksi kilometriä pitkä serpen-tiniittilinssi (4313 01 ja 02). Linssin keskiosa on pääosin serpentiniittiä, mutta reunoil-la ja erityisesti sen kapeammassa pohjoispäässä serpentiniitti on muuttunut suurelta osin talkki-magnesiittikiveksi. Pohjoispään rikkaimpia osia on louhittu talkkimalmi-na Lipasvaaran avolouhoksesta vuosina 1983–2000. Kokonaislouhintamäärä oli noin 3,9 milj. tonnia, josta talkkimalmin osuus oli 1,9 milj. tonnia. Kaivos oli Myllykos-ki Oy:n omistuksessa vuosina 1983–1988. Myllykoski Oy myi talkkiliiketoimintansa Partek Oy:lle, ja Finnminerals Oy puolestaan osti Partek Oy:n talkkiliiketoiminnot vuon-na 1991. Vuonna 1998 yhtiön nimi muutettiin Mondo Minerals Oy:ksi. Lipasvaaran talkkimalmi kuljetettiin rikastettavaksi pääosin Kaaville Luikonlahteen, jossa malmista talkin lisäksi tehtiin nikkelirikastetta. Viimeisten toimintavuosien aikana malmia ri-kastettiin myös Outokummun Vuonoksessa. Viime vuosina talkkimalmin louhinta on ollut pysähdyksissä, mutta Tulikivi Oyj on louhinut pieniä määriä serpentiniittiä omiin tarkoituksiinsa talkkilouhoksen läheltä.

Kyaniittiesiintymiä. Hokkalammen muinaisrapautuma Kolin jakson kvartsiittien ja arkeeisen kallioperän välissä koostuu serisiitistä, kvartsista ja alumiinisilikaateista (kyaniitti, andalusiitti ja kloritoidi; Pekkala 1982). Rapautuman paksuus vaihtelee alueit-

Kuva 51. Tulikivi Oyj:n Koskelan vuolukivilouhos, kuvaussuunta etelään. Kuvan keskiosassa vaaleaa vuoluki-veä, vasemmalla vihreäkiven kontaktivyöhyke ja oikealla vuolukiveä leikkaava tumma metadiabaasijuoni. Fig. 51. The Koskela soapstone quarry of Tulikivi Oyj. View towards the south. Light coloured soapstone in the middle, a greenstone contact zone on the left and a dark coloured metadiabase dyke cutting the soapstone on the right.Juuka, Nunnanlahti, 4313 06B, x = 7006630, y = 4473130Valokuva – Photo: L. J. Pekkarinen.

86


tain ja on vahvimmillaan noin 80 m. Alumiinioksidipitoisuus kasvaa ylöspäin ja saattaa nousta 30 %:iin. Rapautuma on ilmeisesti alun perin sisältänyt runsaasti kaoliinia, josta metamorfoosissa on kiteytynyt alumiinisilikaatteja (Marmo 1992). Alumiinisilikaattien rikastumia on löydetty Hirvivaarasta ja lisäksi Vesivaarasta, Pitkäsuolta, Severinkalliolta ja Kolilta (Aurola 1959).

Hirvivaaran alueelta (4313 10D) on löydetty kaksi esiintymää: Ilokallio ja Porras-korpi. Näissä esiintymissä vahvasti tektonisen arkeeisen granitoidin päällä on ohut ker-ros kloritoidipitoista kloriittiliusketta (Lindholm 1950; Aurola 1959). Tämän päällä on paikoin andalusiittiliusketta, paikoin suoraan kyaniittikvartsiittia. Ylempänä kyaniitti-kvartsiittiin ilmestyy konglomeraattisia välikerroksia ja kivi vaihtuu rautapigmenttisten konglomeraattikerrosten kautta (kuva 18) Kolin muodostuman kvartsiitiksi.

Ilokallion kyaniittikvartsiitissa on 5–10 cm pitkiä kyaniittiprismoja, ja koko kiven kyaniittipitoisuus vaihtelee 30 %:sta 50 %:iin (Aurola 1959). Esiintymän pituus on noin 100 m ja paksuus 55 m. Porraskorven esiintymän kyaniittikvartsiittia on seurattu noin 300 m. Sen paksuus lienee samaa suuruusluokkaa kuin Ilokalliolla. Paikoin on havaittu karkearakeisia kyaniitti-kvartsijuonia. Kummastakin esiintymästä on louhittu koe-erä kyaniittikvartsiittia, mutta selvitykset eivät johtaneet kaivostoimintaan.

Uraaniesiintymiä. Kallioperäkarttaan on merkitty neljä uraaniesiintymää: etelästä lu-kien Pesävaara, Hermanninmonttu, Martinmonttu ja Ipatti. Pesävaaraa lukuun ottamatta nämä esiintymät kuuluvat nykyisin Kolin kansallispuistoon.

Suomessa 1950-luvulla aloitetun uraaninetsinnän ensimmäisiä löytöjä tehtiin vuonna 1957 Enon Hutunvaarassa, sittemmin Paukkajanvaaran uraanikaivoksena tunnetuksi tulleella alueella (Kohonen & Piirainen 2000). Paukkajanvaara sijaitsee noin kilomet-rin itään Kolin kartta-alueen kaakkoiskulmasta (4331 01), mutta löytöä tutkinut yhtiö Atomienergia Oy ulotti heti etsinnät myös luoteeseen pitkin Kolin kvartsiittijaksoa. Herajärven kannakselta Herajoen ja Jeron väliltä löydettiin silloin noin 2 000 uraanimal-milohkaretta, joiden emäkallioiksi osoittautuivat useat pienet uraania sisältävät pesäk-keet pitkin Herajärven kannaksen kvartsiittikallioita. Yhtiö louhi koe-erät uraanimalmia Martinmontusta keväällä 1959 ja Hermanninmontusta talvella 1960. Rikastuskokeet tehtiin Paukkajanvaarassa.

Outokumpu Oy Malminetsintä jatkoi Atomienergia Oy:n työtä Kolilla 1960-luvun alusta noin kymmenen vuoden ajan, ensin Herajärven kannaksella ja myöhemmin myös pohjoisempana Ipatin pienen esiintymän löydyttyä yhtiön tutkimuksissa.

GTK tarkisti Kolilla alueellisen geokemiallisen kartoituksen tuloksia 1970-luvulla. 1980-luvulla GTK osallistui Kolin esiintymien tutkimuksella uraanigeologian kansain-väliseen yhteistyöhön. Oulun yliopiston Pohjois-Karjalan malmiprojekti tutki Pauk-kajanvaaran alueen malmigeologiaa ja -mineralogiaa, ja projektin töiden tulokset ovat sovellettavissa uraanin esiintymiseen myös Kolin kartta-alueella.

Kolin kartta-alueella on havaittu useantyyppisiä radioaktiivisia, uraania ja toriumia sisältäviä esiintymiä Herajärven ryhmän metasedimenteissä. Esiintymät ovat uraanipi-toisuudeltaan ja kooltaan niin vähäisiä, etteivät ne ole taloudellisesti käyttökelpoisia, mutta niillä on kyllä merkitystä malmigeologisen perustutkimuksen kannalta. Toisaalta on syytä tietää radioaktiivisten mineraalien esiintymisalueet kallioperässä, koska var-sinkin uraanin hajoamissarjan tytäralkuaineet, lähinnä radium ja radon, voivat siirtyä kallioperästä ja maaperästä pohjaveteen.

Vesivaaran muodostuman kvartsipalloisiin konglomeraatteihin on niiden syntyvai-heessa rikastunut raskaita mineraaleja, joiden radioaktiiviset alkuaineet ovat pääasiassa toriumia. Muodostuman paljastumat ovat lievästi mutta havaittavasti radioaktiivisia,

87


esimerkiksi muodostuman tyyppikohteessa Nuutilanvaaran itäreunan jyrkänteessä (Ko-honen & Marmo 1992).

Kolin muodostuman ortokvartsiitti on Herajärven kannaksella noin 400 m paksu, ja sen yläosassa esiintyy kvartsipalloisten konglomeraattien linssimäisiä, ohuita taskuja sekä uraanirikastumia useiden kilometrien matkalla. Kvartsiitissa ja konglomeraatissa on tällöin tyypillisesti punertavia, hematiittipitoisuudesta johtuvia laikkuja.

Yksittäisissä malminäytteissä voi olla useita prosentteja uraania, mutta tutkituissa esiintymissä uraanin keskipitoisuudet ovat vain 0,1 %:n luokkaa. Hermanninmontun uraaniesiintymän puhkeama on noin 100 m pitkä ja pari metriä paksu; Martinmontun esiintymä on pienempi, 150 m pitkä ja vain 0,5 m paksu (Saastamoinen 1961). Näiden esiintymien malmimineraalit ovat pikivälkettä, sekundaarisia uraanimineraaleja, götiittiä, hematiittia ja magnetiittia sekä vähäisessä määrin sulfideja. Uraanin ja raudan ohella on rikastunut myös vanadiinia (Piirainen 1963, 1968). Uraaninetsinnän yhteydessä on Herajärven kannaksen uraania sisältävältä vyöhykkeellä havaittu radioaktiivisuutta myös lähteissä ja notkojen kosteikoissa.

Outokumpu Oy Malminetsinnän tietojen perusteella Atomienergia Oy kairasi Pesä-vaaran esiintymään kuusi reikää ja teki tutkimuskuopasta koelouhinnan. Kivi on rik-konaista ortokvartsiittia, jossa on louhekasasta otettujen näytteiden perusteella ohuita pikivälkejuonia. Juonia on myös kvartsiittia rajaavassa diabaasissa. Vastaavanlaisia piki-välkejuonia on kuvattu myös Herajärven kannakselta ja Paimenenvaarasta (Saastamoinen 1961). Tästä uraanin rikastumistyypistä on kuvaus Paukkajanvaaran entisen kaivosalueen ”Kunnansuon juonta” käsittelevässä raportissa (Uusikartano 1988).

Outokumpu Oy Malminetsintä löysi vuonna 1969 radioaktiivisia lohkareita Ipatin laelta Ukko-Kolin pohjoispuolelta. Lohkareet jäljitettiin emäkallioon, joka sijaitsee vain 0,5 km itään Kolin kylästä; uraaniesiintymälle annettiin nimeksi ”Ipatti”. Syväkairauksiin perustuvan malmiarvion mukaan esiintymän keskipitoisuus on 0,083 % U. Se on kooltaan pieni, uraanisisältö on vain 59 t U. Muista Kolin jakson uraaniesiintymistä poiketen se sijaitsee Jeron muodostuman alaosassa, ja isäntäkivi on konglomeraattinen välikerros arkosiitissa. Esiintymän malmimineraalit ovat pikivälke, magnetiitti ja hematiitti (Äikäs & Sarikkola 1987; Äikäs 1989).

Ipatista pohjoiseen ja edelleen länteen radioaktiivisuutta on löydetty kallioista vain muutamasta paikasta. Sutkavaaran länsirinteellä on Outokumpu Oy Malminetsinnän muutamalla syväkairausreiällä tutkima vähäinen uraaniesiintymä kvartsiitissa. Savijär-ven pohjoisrannan kvartsiitissa on kvartsipalloisten konglomeraattien taskuihin liitty-vää radioaktiivisuutta, jonka aiheuttavat pääasiassa toriummineraalit. Tästä luoteeseen Telynvaaralla on vielä havaintoja radioaktiivisuudesta kvartsiitissa.

GTK:n geokemiallisessa kartoituksessa saatiin korkeahkoja uraanipitoisuuksia or-gaanisista puro- ja järvisedimenttinäytteistä Savikylän alueelta. Näitä tutkittiin lähemmin 1970-luvulla, ja niiden aiheuttajiksi tulkittiin Räsävaaran ja Honkavaaran luoteisrinteiltä löydetyt radioaktiiviset granitoidi- ja pegmatiittigraniittilohkareet. Lohkareiden uraani-pitoisuudet ovat enimmilläänkin alle 0,02 % U (Räisänen 1978).

GTK:n aerogeofysikaalisessa kartoituksessa mitataan lentokoneesta magneettisten (liite 2) ja sähköisten ominaisuuksien lisäksi myös maankamaran gammasäteilyä. Kolin kartta-alueella näistä gammasäteilykartoista ovat erotettavissa myös uraania ja toriumia sisältävät kivilajijaksot, etenkin Herajärven kannas (uraania) ja Savijärven pohjoisrannan kvartsiitti (toriumia). Lisäksi kartoilta on uraanin, toriumin ja kaliumin keskinäisten suhteiden avulla erotettavissa joitakin suuria kivilajiyksiköitä (kuva 52) sekä maaperän rakenteesta ja koostumuksesta johtuvia piirteitä.

88


Kuva 52. Gammasäteilykartta Kolilta, ote GTK:n geofysikaalisesta lentomittausaineistosta. Kuvaan on merkitty uraaniesiintymät Hermanninmonttu (H), Martinmonttu (M) ja Ipatti (I). Gammasäteilyspektrin ikkunoiden suhteelliset osuudet on esitetty eri värein: kalium vihreällä, uraani punaisella ja torium sinisellä. Kuvasta on erotettavissa Pielisen rannan toriumvaltainen arkeeinen granitoidi (sininen), Herajärven kannaksella Kolin muodostuman uraania sisältävä kvartsiitti (punainen) ja Herajärven ja Jeron länsipuolella Jeron muodostuman kalimaasälpää sisältävä arkoosikvartsiitti (vihreä). Kuvan muokkaus: J. Lerssi & O. Äikäs.Fig. 52. Gamma radiation map of Koli, an extract from the aerogeophysical data of GTK. The Hermannin-monttu (H), Martinmonttu (M) and Ipatti (I) uranium occurrences are marked on the map. The relative shares of the windows in the gamma-ray spectrum are presented in different colours: potassium in green, uranium in red and thorium in blue. The thorium-dominant Archaean granitoids (blue) on the shore of Lake Pielinen, the uraniferous quartzite of the Koli formation (red) on the Herajärvi isthmus and the arkose quartzite of the Jero formation containing K-feldspar (green) to the west of Herajärvi and Jero are all discernible. J. Lerssi & O. Äikäs have compiled the image.

89


Malmiaiheita. Outokumpu Oy Malminetsintä on tehnyt malmitutkimuksia Nunnan-lahden alueella useaan otteeseen Matti Järvisen 1955 (26/55/Ju/MJ) löytämän nikkelipi-toisen (Ni 14,2 %, Co 0,73 %) serpentiniittilohkareen takia. Lohkareen otaksuttiin olevan peräisin Nunnanlahden serpentiniiteistä, lähinnä Mustanvaaran serpentiniittimassiivista (liite 3). Massiivin eteläosaan on kairattu eri aikoina useita reikiä, viimeiset vuonna 1999. Paljastumista on löydetty ja kairauksella lävistetty kiisupesäkkeitä, joissa nikke-lipitoisuus on pistemäisesti korkea, mutta malmin luokkaan yltäviä kairauslävistyksiä ei saatu (Grundström 1999). Grundströmin mukaan Mustanvaaran serpentiniittimassiivi on kuitenkin nikkelipotentiaalinen.

Outokumpu Oy Malminetsintä teki vuonna 1959 malmitutkimuksia Larinsaaren alueel-la Savilahdesta löydetyn, kuparikiisua ja magnetiittia sisältävän kansannäytelohkareen emäkallion paikantamiseksi. Arkeeisten granitoidien ympäröimään kapeaan vihreäkivi-lohkoon on kairattu 8 reikää (liite 3). Vihreäkiven magnetiittiraidoissa on kvartsiutumista ja epidoottiutumista ja pesäkemäisesti kuparikiisua. Jatkotutkimuksia ei ole tehty.

Outokumpu Oy Malminetsinnän 1950–1970-luvuilla Nunnanlahden alueella suoritta-missa tutkimuksissa löydettiin kuparikiisun lisäksi myös merkkejä kullasta serpentiniit-ti-vuolukivilinssien lähiympäristön hiertyneistä tremoliittikivistä ja kvartsi-turmaliini-juonista (Saastamoinen 1972; Hurskainen 1987; Piirainen ym. 1989). Niin kuparikiisua kuin kultaakin esiintyy epätasaisesti jakautuneena. Myös Kolin jakson metasedimenttien kultapotentiaalia on tutkittu, mutta merkittävää kullan rikastumista ei todettu (Marmo 1988a; Äikäs 1989). Kolin kartta-alueen metadiabaaseista on paikoitellen löydetty ku-parikiisua, joskus rikkainakin pesäkkeinä; 1800-luvulla niitä yritettiin hyödyntää, joskin huonolla menestyksellä (Lovén & Rainio 2000).

Ipatin vihreäkivivyöhykkeen ja paleoproterotsooisten liuskeiden kontaktivyöhyk-keestä on Rintasenvaarassa löydetty hieman kuparikiisua ja sinkkivälkettä (Marmo 1988b).

GeoloGiSiA tutuStuMiSKoHteitA

Kolin kartta-alueella on nähtävissä useita maapallon kehityshistorian kannalta keskeisiä geologisia muodostumia. Koska ne ovat maailmanlaajuisestikin merkittäviä, on GTK laatinut Kolin kansallispuiston alueelta retkeilykartan ja opaskirjan, joissa on esitetty 28 geologista tutustumiskohdetta (Huttunen ym. 2003). Kallioperägeologiaa on esillä myös näyttelyissä Nunnanlahdessa sijaitsevassa Suomen kivikeskuksessa sekä Ukko-Kolilla Luontokeskus Ukossa. Geologiasta kiinnostuneille on tähän selitykseen koottu 50 kallioperägeologisesti merkittävää retkeilykohdetta koko Kolin kartta-alueelta. Niiden paikat on esitetty liitteessä 1.1. ukko-Koli, laskettelurinne (4313 11B, x = 6999374, y = 4490497). Rinteen puo-

livälistä ylöspäin on nähtävissä rapautunutta tonaliittigneissiä (satroliittia), ja sen päällä on konglomeraatteja ja ylimpänä Kolin muodostuman ortokvartsiittia.

2. Kolin kylä, Myllykorpi (4313 09C, x = 7000905, y = 4489300). Virtakerrokselli-suutta (kuva 20) Jeron muodostuman arkosiitissa.

3. Hattusaarenkylä, lampisenaho (4313 09D, x = 7008475, y =4488897). Karjaliit-tisen kerrosjuonen ja arkeeisen felsisen vulkaniitin kontaktivyöhyke. Useita paljas-tumia felsistä vulkaniittia, jossa on myös mafisia välikerroksia.

4. Hattusaarenkylä, Kissavaara (4313 09D, x = 7007581, y = 4488408). Arkeeista mafista vulkaniittia (kuva 4), jossa on felsistä vulkaniittia välikerroksina.

90


5. Hattusaarenkylä, Kokkokallio (4313 09D, x =7007095, y = 4488392). Arkeeista felsistä vulkaniittia, jossa on kvartsi-maasälpäporfyyrijuonia (26-JJE-03). Juonen kivestä on U/Pb-ikämääritys (2 788 Ma; kuva 17 ja taulukot 1 ja 2).

6. Hirvivaara, ilokallio (4313 10D, x = 6987953, y = 4499514). Mäen länsilaidassa ja mäen päällä on karkeahkoa kyaniittikvartsiittia, jota on louhittu. Mäen itälaidalla on andalusiittiliusketta ja kauempana kloriitti-serisiittiliusketta.

7. Hirvivaara, Porraskorpi (4313 10D, x = 6988917, y = 4499311). Kukkulan itä-rinteessä on karkeaa kyaniittikvartsiittia, jota on louhittu. Alempana on kloriitti-serisiittiliusketta ja ylempänä kvartsiittia, jossa on hematiitin punaiseksi värjäämää kvartsipalloista konglomeraattia (ks. kuva 18). Kumpareen länsireunassa on orto-kvartsiittia.

8. Herajoki (4313 10D, x = 6988347, y = 4498853). Kolin muodostuman ortokvart-siittia.

9. Kaunisniemi (4313 10C). Kolin kerrosjuonen Kaunisniemen leikkaus: 1) wehrliitti ( x = 6991960, y = 4498550), 2) oliviini-klinopyrokseniitti, 3) klinopyrokseniitti, 4) magnetiitti-klinopyrokseniitti, 5) magnetiittigabro ja 6) granofyyri (x = 6991820, y = 4498040). Tarkempi kuvaus: ks. Vuollo & Piirainen (1989).

10. Herajärvi, Ruohovaara (4313 10C, x = 6986162, y = 4498315). Tholeiittista dia-baasia, jossa on lähes vaaka-asentoista heikkoa kerrosrakennetta.

11. Ahvenisentie, Kuikkalampi (4313 10C, x = 6982247, y = 4498515). Karkeaa ar-kosiittia Jeron muodostuman alaosasta.

12. Ahvenisentie, tammasuo (4313 10C, x = 6982410, y = 4497980). Itäinen osa metadiabaasia ja läntinen osa Jeron muodostuman virtakerroksellista arkosiittia.

13. Ahvenisentie, Myllypuro (4313 10C, x = 6982954, y = 4495862). Melko puhdas kvartsiitti, Puson muodostuma.

14. Puso, tottolampi (4313 10A, x = 6984160, y = 4494380). Tottolammen polymik-tinen konglomeraatti (kuva 50).

15. Puso, Pusonjärvi (4313 10B, x = 6987867, y = 4492792) Hienorakeista kiillelius-ketta, jossa on kapeita kvartsiittilinssejä.

16. Puso, Pusonjärvi (4313 10B, x = 6987911, y = 4492889). Virtakerroksellinen or-tokvartsiitti, Puson muodostuma.

17. Puso, Pusonjärvi (4313 10B, x = 6989678, y = 4492738). Metadiabaasijuoni Puson kvartsiitissa.

18. Mölönjärvi, Kannaksenjoki (4313 06C, x = 7004135, y = 4476340). Mäen päällä on polymiktista konglomeraattia (ks. kuva 27) ja alempana rinteessä arkeeista to-naliittigneissiä, jossa on runsaasti apliittijuonia.

19. Mölönjärvi, Kannaksenjoki (4313 06C, x = 7004171, x = 4476420). Punertavaa, karkearakeista arkosiittia, jonka alaosassa on harvakseltaan maasälpä-, kvartsi- ja granitoidipalloja.

20. Mölönjärvi, Kannaksenjoki (4313 06C, x = 7003931, y = 4476357). Tonaliitti-gneissiä, joka muuttuu idempänä notkossa vahvasti hiertyneeksi.

21. Saarijärvi (4313 06C, x = 7003339, y = 4476025). Arkeeinen felsinen vulkaniitti, pääosin vahvasti hiertynyttä.

22. Saarijärvi (4313 06C, x = 7003280, y = 4476980). Mäenkumpare serpentiniittiä. Itärinteessä on tehty koelouhintaa.

23. Saarijärvi (4313 06C, x = 7003350, y = 4475900). Hylätty vuolukivilouhos. Lou-hoksen itäpuolella on felsistä vulkaniittia. Länsipuolella vuolukivi vaihtuu serpen-tiniitiksi.

91


24. Saarijärvi, Portinkallio (4313 06C, x = 7003244, y = 4475848). Kumpare, jonka itäreunassa on polymiktista konglomeraattia (kuvat 24 ja 25). Konglomeraatin ala-osissa on muiden pallojen ohella myös mafisia juonikiviä. Konglomeraatti vaihtuu länteenpäin konglomeraattiseksi karkearakeiseksi arkosiitiksi (kuva 26). Mäenkum-pare tien pohjoispuolella on serpentiniittiä.

25. Aittosuo (4313 06C. x = 7003181, y = 4475586). Vahvasti hiertynyt migmatiittinen tonaliittigneissi.

26. Aittosuo (4313 06C, x = 7003275, y = 4475452). Kumpare serisiitti-kvartsiliusket-ta, jossa on harvakseltaan kvartsipalloja. Itäreunassa on kapea metadiabaasijuoni, sitä seuraa paljastumaton notkoalue (n. 15 m) ja sitten rinne, jossa on kerrosjuonen gabroa.

27. Mustanvaara (4313 06B, x = 7006979, y = 4473857). Serpentiniittiä Mustanvaaran massiivin pohjoispäästä (kuva 7). Kallioinen mäenkumpare, josta on tehty koelou-hintaa rakennuskiveksi.

28. nunnanlahti, Vuokinmontut (4313 06B, x = 7007360, y = 4473326). Tulikivi Oyj:n avolouhos, jossa on tehty vuolukiven koelouhintaa. Louhosalueella on näh-tävissä myös vuolukiven sisällä ja kontakteissa esiintyviä kloriittiliuskeita (kuva 8), serpentiniittiä ja massiivia ympäröiviä arkeeisia mafisia ja felsisiä vulkaniitteja (145-LJP-03). Käynti louhoksella vaatii luvan ja turvavälineet!

29. nunnanlahti, nykyrinvaara e (4313 06B, x = 7007620, y = 4472830). Vuolu-kiviesiintymän läheisyydessä sijaitseva amfibolipitoinen kvartsikivilinssi. Kivi on synnyltään mahdollisesti sertti.

30. nunnanlahti, orinlouhi (4313 06B, x = 7006632, y = 4474544). Kallioinen rinne, jossa on pienoispoimuttunutta kiilleliusketta. Länsipuolen alarinteessä on kvartsiit-tivälikerroksia ja katkoksen jälkeen lähellä tietä polymiktista konglomeraattia.

31. Särkivaara (4313 06B, x = 7006883, y = 4470887). Arkeeinen mafinen vulkaniitti, vulkaanista breksiaa.

32. Särkivaara (4313 06B, x = 7006747, y = 4471186). Tyynylaavabreksiaa, runsaasti epidoottia (kuva 5). Viereisellä paljastumalla on karjaliittisen kerrosjuonen reuna-vyöhykkeen kiviä.

33. Särkivaara (4313 06B, x = 7006665, y = 4471214). Kerrosrakennetta karjaliittisessa kerrosjuonessa.

34. Rumpalinvaara (4313 06B, x = 7005129, y = 4473971). Arkeeista mafista vulka-niittia, jossa on epidoottipesäkkeitä. Kivi vaihtuu itäänpäin vaaleammaksi felsiseksi vulkaniitiksi.

35. Rumpalinvaara (4313 06B), Rumpalinvaaran karjaliittisen kerrosjuonen tyyppi-leikkaus (profiilin alku: x = 7005125, y = 4474010). Kerrosjuonen itäreunan kivi on hyvin karkeaa sarvivälkekiveä, joka vaihtuu Vaaralampea kohti aluksi karkeara-keiseksi ja sitten keskirakeiseksi gabroksi ja edelleen pienirakeiseksi pyrokseniittia vastaavaksi kiveksi.

36. Vaaralampi (4313 06B, x = 7005320, y = 4474070). Arkeeinen mafinen vulka-niitti.

37. Sieravaara, Avantolammit (4313 05D, x = 6998137, y = 4479300). Serisiitti-kvart-siliusketta, jossa on paikoitellen magnetiittirakeita.

38. Sieravaara, Mustalampi (4313 05D, x = 6998477, y = 4479285). Kiilleliuskeen ja serisiittikvartsiitin kontaktivyöhyke. Kvartsiitin puolella on karbonaatin iskostamaa breksiaa, ja 100 m pohjoisempana kiilleliuske on vahvasti hiertynyttä.

39. Sieravaara, ylä-Koivenlampi (4313 05D, x = 6998870, y = 4479011). Vahvasti

92


hiertyneen kiilleliuskeen ja serisiittikvartsiitin kontaktivyöhyke.40. Sieravaara, ylä-Koivenlampi (4313 05D, x = 6998925, y = 4478858). Kerrosjuo-

nen gabroa, jossa näkyy kerrosrakennetta (kaade länteen). Rinteessä on luolamainen onkalo.

41. Sieravaara, Mustalampi (4313 05D, x = 6998480, y = 4478897). Serisiittipitoista arkoosikvartsiittia.

42. Satulavaara (4313 02B, x = 6999348, y = 4468542). Serisiittikvartsiittia, jota on koelouhittu rakennuskiveksi. Kivessä on paikoin ohuita ja poimuttuneita kvartsi-palloisen konglomeraatin välikerroksia.

43. Rauanjärvi, leväsuo (4313 03C, x = 7001605, y = 4466198). Poimuttunutta, ruos-teisia kiisupitoisia raitoja sisältävää kiilleliusketta (kuva 31).

44. Rauanjärvi, Rajalammit (4313 03A, x = 7002260, y = 4464086). Karkeaa, kiisuri-kasta mustaliusketta. Kiisuja on paikoin kolmasosa kivestä, pääosin rikkikiisuna.

45. Jaakonlampi (4313 03A, x = 7004172, y = 4463094). Tremoliittiraitaista kvartsiittia (kuva 28). Kivessä on pienoispoimutusta.

46. Kompakka, Pieni-Suopoli (4313 07C, x = 6989341, y = 4484641). Kiilleliusketta, jossa on harvakseltaan kapeita kvartsisuonia. Kiveä on koelouhittu pieni määrä.

47. Mustakorpi (4313 07C, x = 6984024, y = 4485023). Arkoosisiin metagrauvakoihin liittyvä polymiktinen konglomeraatti (kuva 34).

48. Ruvaslahti, Kohtiniemi (4313 04C, x = 6981644, y = 4475186). Massiivista me-tagrauvakkaa (kuva 35), jossa näkyy heikko kerroksellisuus.

49. Ruvaslahti, Koivuaho (4313 04C, x = 6983375, y = 4478193). Poimuttunutta ker-rallista fylliittiä, loiva poimuakseli.

50. Ruvaslahti, Koivuranta (4313 04C, x = 6982988, y = 4479667). Massamaista kiilleliusketta, jossa on pitkänomaisia kalkkikonkreetioita.

93


Summary:

PRe-QuAteRnARy RocKS oF tHe Koli MAP-SHeet AReA

introduction

The bedrock map of Koli (Pekkarinen et al. 2004) contains sheet no. 4313 of the Base Atlas of Finland (scale 1:100 000). The map-sheet area, located in North Karelia, eastern Finland, covers parts of the municipalities of Juuka, Polvijärvi, Eno and Kontiolahti and the town of Lieksa and is a part of the General Geological Map of Finland, sheet D3 Joensuu, on a scale of 1:400 000 (Frosterus & Wilkman 1920, 1924). The bedrock map of Koli is based on the research materials of Outokumpu Exploration, The North Kare-lian Ore Project and Geological Survey of Finland (GTK). A complementary bedrock mapping was carried out in 2002 and 2003.

The Precambrian bedrock of the Koli map-sheet area is bipartite. On the bedrock map the Archaean and Palaeoproterozoic rocks are described and classified with colours and overprinted symbols. Rocks belonging to the wide Archaean bedrock area of eastern Finland (Luukkonen & Sorjonen-Ward 1998) occur in the eastern and northern parts of the Koli map-sheet area and are covered by the Palaeoproterozoic North Karelian schists. In the eastern and northern parts of the Koli map-sheet area there are also Palaeoprot-erozoic differentiated mafic intrusions and metadiabase dykes (Vuollo 1994).

The explanation of the bedrock map of Koli is the result of teamwork. Lauri J. Pekka-rinen has borne the main responsibility for the work, Jarmo Kohonen has been respon-sible for the quartzite, mica schist and structural descriptions and Jouni Vuollo for the mafic dyke rock descriptions, and Jarmo Kohonen and Lauri J. Pekkarinen have shared the responsibility for describing the geological evolution. Olli Äikäs has been responsible for coordinating the work in GTK and for the chapter on uranium occurrences.

For the explanation of this map 34 typical examples of chemical analyses of rocks have been selected from publications and one new radiometric age determination has been carried out in the laboratory for isotope geology at GTK. Separate determinations of mineral compositions and chemical analyses have not been made. The locations of the chemically analysed samples, age samples, photographs and excursion sites are shown in Appendix 1. The materials of aerogeophysical surveys at low altitude, especially the magnetic map (Appendix 2), have been important for compiling the bedrock map espe-cially in poorly exposed areas. A separate map on a scale of 1:25 000 was compiled of the Nunnanlahti area because of its geological and economic significance (Appendix 3).

Archaean bedrock

Different granitoids and migmatites prevail in the Archaean area. These rocks occur widely on the islands and shores of Lake Pielinen as well as in the northern part of the map-sheet area, around Nunnanlahti and Turunvaara. Schist areas, i.e. so-called green-stone belts, mainly consisting of volcanic and sedimentary rocks, have been crushed, sheared and folded inside granitoids and migmatites. Among the most significant are the Ipatti and Nunnanlahti greenstone belts. The rock types, marked on the bedrock map, are amphibolite, hornblende gneiss, quartz-feldspar gneiss, serpentinite and soapstone.

94


Greenstone belts

The Ipatti greenstone belt. The quartzites of the Koli belt form a fold structure named the Hattusaari syncline. The syncline is lined by the Ipatti greenstone belt, which continues under the quartzites of the syncline structure and in the northeast outside the map area. The length of the belt along the outer edge of the arch is about 22 km. The structure of the greenstone belt is complicated because of its considerable deformation also during the Proterozoic age (Kohonen 1991).

Hornblende schists – intermediate pyroclastic rocks, mainly fine tuffs and more sel-dom coarser pyroclastics – are the dominant rock types of the Ipatti greenstone belt. Here amphibolitized mafic volcanic rocks occur only as narrow zones. Most of these rocks are lavas and some of them tuffs, containing generally interbeds of quartz-feldspar schists (felsic tuffs). Hypabyssal dyke rocks have been discovered here and there, quartz-feldspar porphyries being the most common. Closer to the shore of Lake Pielinen there are dark tuffitic schists with mica schist and black schist beds. Karjalite sills cut across the Ipatti greenstone belt. Relics of Archaean greenstone belts have been detected in the granitoid area to the west of the Ipatti greenstone belt, the most significant being in Letmakka and Larinsaari (4313 06; Appendix 3).

The Nunnanlahti greenstone belt. The lens-shaped Nunnanlahti greenstone belt to the west of the road between Kajaani and Joensuu (4313 06) is about 15 km long and 2.5 km broad. The belt is bordered partly by Archaean granitoids and partly by Palaeoproterozoic schists and karjalite sills with tectonic contacts (Appendix 3).

The greenstone belt consists mainly of volcanic amphibolites. We presume that most of the amphibolites have originally been massive lavas and a smaller part of them hypabyssal hornblende porphyries. Pillow lava structures have been detected in the mafic rocks farther north, e.g. in Kantola, Hanhilampi and Särkivaara. The pillows of Särkivaara have been subject to brecciation and epidotization (Fig. 5). Quartz-feldspar gneisses (felsic tuffs) occur in amphibolites generally as interbeds and as broader zones, e.g. in Mustanvaara, and to the west of Mölönjärvi. Hornblende gneisses occur only as narrow zones in connection with felsic tuffs. Quartz-feldspar porphyry dykes, similar to those of the Ipatti belt, have been detected in volcanic rocks here and there.

The metavolcanic rocks of the Nunnanlahti greenstone belt contain serpentinites, as-sociated with soapstones and their contact variants occurring as irregular bodies, lenses and wider massifs. On the bedrock map the serpentinites and soapstones are indicated with the same colour because of the map scale whereas in the Appendix 3 they are indi-cated as separate areas. The primarily dunitic rocks were first subject to serpentinization and after that the talc-carbonate alteration process changed them into soapstones (Lip-ponen 2000). Soapstone occurrences with thicknesses measuring tens of metres have been commercially utilized. Small lenses of cherty quartz rock have also been detected in this area.

Granitoids

The Archaean bedrock of the Koli map-sheet area consists mainly of granitoids with varying structure and composition in different areas. On the map the granitoids are di-vided into four groups: a) tonalite-trondhjemite-granodiorite gneisses and migmatites, b) leucotonalites and granodiorites, c) porphyritic granodiorites and d) pegmatite granites.

95


The largest granitoid area begins at the eastern edge of the Koli belt and of the Ipatti greenstone belt and continues over Lake Pielinen to the Vuonislahti shore area. Another slightly smaller granitoid area extends from the northern side of the Koli belt to Lake Pielinen. The third granitoid area between Nunnanlahti and Turunvaara is located in the northwestern part of the map area. Small granitoid lenses and blocks, located in the Nun-nanlahti area and in the southeastern part of the map area, have obviously been pushed between Palaeoproterozoic schists in connection with deformation.

Granitoids on the shores and islands of Lake Pielinen. Migmatites and heterogeneous tonalite gneisses are exposed in the area of the Vuoniskylä village. Ghost-like mica-rich schlieren are common in the tonalite gneisses. However, different migmatitic gneisses are the most typical granitoids with palaeosomes being mica gneisses and in many cases even fragmentary amphibolite bands, and with neosomes being light trondhjemitic rocks (Fig. 9). In Kiviniemi, to the south of Vuonislahti, the rock type changes abruptly into reddish porphyritic granodiorite containing big (Ø 0.5–3 cm) K-feldspar grains (Fig. 10). Similar rock types have also been detected in the area of Jänissaaret farther to the south.

On the islands of Lake Pielinen, e.g. on Kelvänsaari and Rääkkyy, the bedrock consists mainly of migmatites (Fig. 11) and to a small extent tonalite and trondhjemite gneisses (Fig. 12). Banded migmatites (Fig. 13) are the most common rocks, but also schollen or schlieren migmatites occur here and there. The palaeosome materials consist generally of mica gneisses with amphibolites (Fig. 11). The aeromagnetic map (Appendix 2) shows that migmatites and tonalite gneisses continue similarly in a westward direction over the lake from Vuonislahti to the fracture zone along the esker chain of Lake Pielinen.

On the western shore of Lake Pielinen the gneissose leucotonalites and granodiorites are bordered by the schists of the Koli belt on dry land and presumably by the Koli sill, which passes through the Sikosaari and Iso-Hölö islands, in the lake area farther to the east. According to the gamma radiation map, these granitoids contain more thorium and uranium than the granitoids of the islands and eastern shore of Lake Pielinen (Fig. 52). Leucotonalite, showing weak foliation, is the dominant rock of the area with rather frequently occurring pegmatite dykes of variable breadth and with aplite dykes here and there.

In the area of Herajärvi (4313 10) there are narrow separate granitoid blocks between the quartzites and dyke rocks. The rocks of these blocks are strongly sheared and the contacts between the blocks are tectonic. Granitization has been detected in the Reki-lampi block.

To the north of the Koli belt (4313 09) there are similar migmatites and tonalite gneisses as in Lake Pielinen. Some migmatites show tight small folding (Fig. 14) and schist relics can be several metres wide. Darker diorite gneisses occur here and there. Light grey tonalite gneisses resembling plutonic rocks occur between the two arches of layered sill in Savilahti, but the amount of migmatites increases to the northwest of Haukilampi.

The Nunnanlahti–Turunvaara granitoid area. The granitoid area between Nunnanlahti and Turunvaara consists mainly of tonalitic and trondhjemitic gneisses. The amount of migmatites increases westwards. They continue as similar rocks to the two km wide shear zone between Jaakonlampi and Haapovaara on the northwestern extensions of the Rauanjärvi synform. In this sheared block there are narrow zones with strongly sheared migmatitic gneisses exposed from beneath quartzites (Kuusela 2003). In some places the rock has transformed into augen gneiss containing plenty of large (Ø 1–5 cm) K-feldspar augens (Fig. 15).

96


Palaeoproterozoic bedrock

Palaeoproterozoic quartzites and mica schists of the North Karelian Schist Belt cover the main part of the map-sheet area. The border between the Archaean rocks and the Palaeoproterozoic rocks, which overlie the Archaean rocks, lies in the eastern and the northern part of the map area. The Palaeoproterozoic formations have originally been deposited on the deeply eroded Archaean bedrock (Archaean basement).

Quartzite-dominant schist areas

The main parts of the Koli quartzite belt are attached to its depositional basement. The unconformity between the Archaean basement and the Palaeoproterozoic sequence including the basal formations (Sariola) is discernible here and there. The quartzites (Jatuli) are deposited on them. The quartzite belts, farther west, i.e. the quartzites of the Kuhnusta arch (4313 06) and of the Juuanvaarat belt (4313 03) differ from the rocks of the Koli belt, and their depositional basement cannot be defined with certainty. All quartzite belts are discernible in the topographic relief map (Fig. 1).

The Koli belt. A more detailed description of the Koli belt and a comparison of other areas to it are provided. Between the lowest quartzites and the Archaean rocks there are almost without exception sericite-quartz schists interpreted as metamorphic equiva-lents to an ancient weathering crust (Marmo 1986, 1992; Marmo et al. 1988; Kohonen & Marmo 1992). Besides quartz and sericite, other typical minerals in sericite-quartz schists are andalusite, kyanite and, in places, chloritoid. Marmo (1992) has named the unit “the Hokkalampi Palaeosol”.

The coarse-grained quartzites and small-pebbled quartz conglomerates of the Ve-sivaara formation are deposited in many places on the sericite-quartz schist. Besides quartz and sericite, the matrix also contains kyanite and andalusite. Rocks are often reddish because of ferric oxide pigment (Fig. 18). The maximum thickness of the Ve-sivaara formation is about 60 m. However, in many places the formation appears not to exist (Kohonen 1987).

Quartz-pebble conglomerates or coarse-grained quartzites of the Koli formation oc-cur on the Vesivaara formation or in some cases directly on the sericite-quartz schist in the Herajärvi type area of the Koli belt (Fig 19). Farther up these coarse clastic rocks grade into medium-grained orthoquartzites, characteristic of the Koli belt. They are rather well-sorted and light grey or greenish in colour. Besides quartz, the rocks contain sericite and sometimes also kyanite. The bedding is usually discernible. Farther up the quartzites become coarser and due to an increase of K-feldspar and sericite change into coarse-grained feldspar-bearing sericite quartzites of the Jero formation.

The metasediments of the Jero formation are coarse-grained and consist partly of conglomeratic sericite quartzites and arkosites with cross-bedding, erosional troughs and other primary features, typical of river deposits (Fig. 20). In the upper part of the formation there are monotonous sericite-bearing subarkosites and arkosites. Large-scale cross-bedding structures are characteristic of these rocks (Kohonen 1987; Marmo et al. 1988). The maximum thickness of the whole formation is estimated at 1 000 m.

The lower contact of the uppermost Puso formation with the arkosites of the Jero formation seems to be gradual. The rocks in the lower part of the Puso formation are subarkosites and feldspathic quartzites (Fig. 22). The upper part of the formation is

97


composed of monotonous well-sorted medium-grained quartzites with small amounts of feldspar. The quartzites are typically light greyish or greenish in colour, but also red-dish layers have been detected. The total thickness of the Puso quartzite formation is estimated at a maximum of 1 200 m.

The 8 km long and 1.5 km wide Pankavaara quartzite block, bordered by metadiabases and mica schists, is located on the western side of the Koli belt. The contacts are tectonic and on the eastern side of the block there is an overthrust zone. The quartzites have been subject to brecciation and heavy shearing. The rocks are light, slightly greenish or red-dish orthoquartzites. The orthoquartzites of the block correlate with the Koli formation because a karjalite sill has been discovered inside the quartzite block.

Quartzites form the Koli fold in the northern end of the quartzite ridge of the Koli belt. In Rintasenvaara (4313 12) under quartzites and discordantly on greenstones there is a conglomerate and arkosite deposit. The clasts of the conglomerate consist of Archaean felsic schists and granitoids. This deposit (Sariola) is named the Hattusaari formation (Kohonen & Marmo 1992). These rocks change first into sericite-quartz schist and then into quartzite.

Farther to the west a pile of greenish sericite-quartz schists with conglomerate inter-beds overlies a strongly weathered (sathrolithic) tonalite gneiss basement. This forma-tion probably correlates with the Vesivaara formation, described from farther south, and its maximum thickness measures a few tens of metres (Kohonen et al. 1989). On the Vesivaara formation there are first quartz-pebble conglomerates and then light-grey or greenish quartzites. The rocks are medium-grained quartzites without feldspar and with sericite content amounting to 10-20%. The quartzites contain here and there thin quartz-pebble conglomerate interbeds. The formation is a few tens of metres thick, correlates stratigraphically with the Koli formation and is followed by a coarse-grained arkosite with a few interbeds of quartz-pebble conglomerate. The rocks are variably either sericite quartzites or arkosites. The sedimentary structures are poorly discernible. Trough cross-bedding and ripple marks are distinguishable only in some places. The arkosites probably belong to the Jero formation, and their minimum thickness is estimated at 550 m. The Puso formation is missing from the northern part of the Koli belt and also the lower formations are thinner compared to the Herajärvi type area (Kohonen et al. 1989).

The Kuhnusta belt. On the map the Kuhnusta quartzite belt forms an arcuate asym-metric fold structure, also named the “Kuhnusta arch”. On the eastern limb of the fold the quartzites extend to Tuopanjärvi in the southeast and on the western limb to Mar-tonvaara in the south. On the eastern side of the Kuhnusta belt there are two separate areas of quartzite-dominant rocks, the Portinkallio arkosite and conglomerate block to the west of Lakes Mölönjärvi and Saarijärvi and the arkosite block to the east of Lakes Hanhilammet and Louhilampi.

In the main area of the Kuhnusta belt sedimentary contacts of the rocks with the surrounding rocks have not been found. In some places it seems that the conglomeratic sericite-quartz schists and conglomerates are deposited directly on the Archaean rocks. Polymictic conglomerates occur e.g. in Koposenvaara, Paattimäki and Särkivaara, and they have been correlated with the lowest parts of the Jero formation (Kohonen et al. 1989). The rocks grade into arkosites towards the top of the sequence. Trough cross-bed-ding structures are discernible here and there and small-pebbled conglomerate interbeds are common. The clasts are of quartz and K-feldspar and there are also granitoid clasts. The amount of feldspar and sericite varies, and the rocks are either sericite-quartz schists and sericite quartzites or arkosites. In the southwest rocks are better sorted and pebbles do

98


not occur. The conglomeratic arkosites resemble the arkosites of the Jero formation in the Koli belt with which they probably correlate. In the southern edge of the Kuhnusta belt the purer quartzites form a sickle-shaped arch on the map. Lamination or thin bedding are characteristic features of these rocks. Besides quartz, the light grey rocks contain small amounts of sericite and accessory minerals. These quartzites probably correlate with the quartzites of the Puso formation. The quartzite sequence seems to continue beneath the mica schists and their contact seems to be tectonic.

The eastern branch of the Kuhnusta belt forms the Tuopanjärvi antiform structure. In the area between Koivenvaara, Sivakkavaara and Rekilampi the rocks are sericite-bearing arkose quartzites and sericite quartzites, and on the eastern side of the structure sericite-quartz schists. The rocks of this antiform structure probably correlate with the deposits of the lower part of the Jero formation. The contacts with the surrounding rocks are tectonic.

The western branch of the Kuhnusta belt forms the Martonvaara antiform structure, extending from Satulavaara to Martonvaara. The dominant rock types are sericite-bear-ing arkose quartzites and sericite quartzites exposed e.g. in the Satulavaara test quarry where the rocks are relatively unbroken and of uniform quality, and have only a few interbeds of small-pebbled quartz conglomerates. The rocks probably correlate with the deposits of the Jero formation. The quartzites, equivalent to the Puso formation, seem to be missing.

The Portinkallio block. The 1.5 km long Portinkallio block is pressed between lay-ered sills, serpentinites and mica schists about 300 m to the south of the southern end of Lake Mölönjärvi. The well-known “Portinkallio conglomerate” is located in the eastern edge of the block. Besides the clasts of Archaean granitoids and volcanic rocks, quartz, feldspar, clasts of metadiabase and clasts of layered sill occur in the lower part of the conglomerate, and its matrix is dark in colour (Fig. 24). Farther up the clasts consist of granitoids, feldspar and quartz, and the matrix of the conglomerate is lighter in colour (Fig. 25). The rock grades into a coarse arkosite upwards the sequence (Fig. 26). The eastern contact of the conglomerate with serpentinite is not exposed, but farther to the south, north of Härkinlampi, the contact against the layered sill is visible. This contact is sharp and only slightly sheared. The western contact is discernible only in the northern part of the block where the conglomerate with clasts of granitoids, quartz and feldspar is bordered by the gabbro of a layered sill. The contact is tectonic and the contact seam is narrow and strongly sheared.

The Hanhilampi–Louhilampi arkosite block. The eastern edge and partly the west-ern edge of the Archaean tonalite gneiss ridge between Mölönjärvi and Saarijärvi are bordered by a narrow zone of coarse-grained arkosites, the basal parts of which have an almost uniform chain of conglomerates. In the south this Hanhilampi–Louhilampi arkosite block is bordered by the Louhilampi–Ylä-Koivenlampi fault. The Kannaksen-joki conglomerate, to the east of Mölönjärvi, is the best-known conglomerate. Its clasts consist of granitoids, felsic schists, quartz and feldspar (Fig. 27). Farther up (eastwards) the conglomerate grades into a coarse arkosite with clasts of K-feldspar, quartz and light granitoids in the lower part of the arkosite. K-feldspar gives the rock a strong reddish colour. Among the arkosites sheared protomylonitic rocks with K-feldspar augens occur in places. In the eastern part the arkosites are bordered by an overthrust zone.

The Louhilampi-Ylä-Koivenlampi quartzite block. To the southeast of the Louhilampi–Ylä-Koivenlampi fault zone there is a wedge-like quartzite block extending to Parviais-lampi. The rock consists mainly of light-grey quartzite containing also plagioclase in

99


addition to quartz. Mica schist and dolomitic carbonate rock interbeds occur here and there. In places there is also tremolite in connection with carbonate. The western contact of the quartzite with a mica schist is exposed on the western side of Parviaislampi. In the contact and on the mica schist side there are bands of dolomitic carbonate rock with thicknesses measuring a couple of centimetres. The contact seems to be tectonic.

The Juuanvaarat belt. The main part of the Juuanvaarat belt (Väyrynen 1939; Huhma 1975) is located outside the Koli map-sheet area, and only its southeast end extends to areas close to Timovaara and Rauanjärvi (Kuusela 2003). The Archaean granitoids and mafic dyke rocks divide the southeast end of this belt in two parts: the eastern Jaakon-lampi–Turunvaara and the western Timovaara–Polvela areas.

The Jaakonlampi–Turunvaara area. Quartzites occur in an area some 6 kms long, the northwest end of which has two branches. The quartzites form a thin folded plate, which lies on Archaean granitoids. The contact with the basement is not exposed, but under the quartzites in the western part there seems to be a thin deposit of coarse-grained sericite-quartz schists. On them there are tremolite quartzites – quartzites with tremolite and both feldspars. Tremolite occurs in the rocks mostly as narrow bands (Fig. 28). The matrix consists mainly of quartz, sericite, chlorite and carbonate. Between Jaakonlampi and Alimmainen Turunlampi there is a block bordered by two thick fracture zones (Kuusela 2003); in this block the quartzites are strongly sheared in places (Fig. 29). A metadiabase dyke, being the western border of the Jaakonlampi–Turunvaara quartzite area, separates an 800 m long quartzite strip from the main area. This strip extends from Taavihtanlampi to the southeast.

The Timovaara–Polvela quartzite area. The western part of the southeast end of the Juuanvaarat belt extends from the Polvela area (map-sheet 4311) to the Koli map area with a breadth of 4 km, ending to an area close to Lake Ylä-Aisus and Timovaara and bordered by a strong fracture and fault zone in the east. The eastern half of the Timovaara–Polvela quartzite area is a chain of hills whereas the western half, bordered by the fracture zone, is lower. At the margin, bordered by the fault zone of the eastern block, breccia and conglomeratic beds alternate. The conglomerate clasts consist mainly of vein quartz, but also granitoids and feldspar are present. Orthoquartzite beds occur here and there in the conglomerate. Farther to the west they grade into feldspathic quartzites with irregular tremolite bands and carbonate and finally with thin mica schist bands. The rocks continue similarly to the fracture zone separating the eastern and western halves. In the western half the quartzites contain more mica schist interbeds and more carbonate-bearing tremolite bands than those described above. However, interbeds of purer orthoquartzites occur here and there. Besides quartz, the quartzite generally contains both feldspars, sericite and varying amounts of tremolite, carbonate and biotite.

Calc-silicate rocks and dolomitic carbonate rocks. In the south and west margins of the Juuanvaarat quartzites there is a narrow zone with calc-silicate rocks and dolomitic carbonate rocks. However, these occurrences are very poorly exposed and knowledge of them is insufficient. According to observations made in map-sheet area 4311, the calc-silicate rocks are rich in tremolite and contain small amounts of feldspar and quartz, and dolomitic carbonate rocks and black schists occur in connection with the calc-silicate rocks (Huhma 1975). The character of the contact is unknown, as the mica schist con-tact zone lacks outcrops in the area between Timovaara and Lake Ylä-Aisus. Farther in the west the tremolite quartzites grade into mica schists via dolomitic carbonate rocks (Huhma 1975).

100


Geochemical features. The chemical maturity of the Vesivaara and Koli formations and their close connection with the Hokkalampi palaeoregolith appear as low CaO, MgO and Na

2O contents (Table 3, see also Kohonen 1991). Compared to an average quartz-

arenite composition (Pettijohn 1975), their potassium and aluminium contents are higher because of the sediments’ original clayey composition. The same fact also appears in the values of the alteration index (CIA). The analytical results of the rocks of the Jero formation resemble the typical arkoses presented in literature. The SiO

2 contents of the

samples from the Puso formation are high (Table 3, analyses 6 and 7) and the rocks cor-respond chemically to typical quartz-arenites.

Mica schist-dominant schist areas

The area to the west and south of the quartzites is a part of the wide folded basin struc-ture of Lake Höytiäinen, the rocks of which consist mainly of mica schists, metapelites, metagraywackes and metasandstones. In connection with wider areas they are usually called “mica schists” or “Kaleva schists”.

The mica schists in the western part of the map area contain allochthonous units (4313 01 and 02). Besides black schists, rocks of the Outokumpu association are associated with the bordering overthrust planes (Koistinen 1981). The mica schists of the map area and their compositions are dealt with in various publications (Glumoff 1987; Kohonen et al. 1989, 1990; Kohonen 1995). Five lithological suites (LS1–LS5), described in this explanation, are outlined with colours and overprinted symbols on the geological map. However, one should note that the boundaries of the outlined areas are not sharp as they reflect generally the occurrences of different types of schists within the map area.

Mica schists, phyllites and quartzite schists (LS1). The best-known area of occurrence of the LS1 suite is the narrow zone lining the Koli belt, which can be followed from Nunnanlahti to LakeYlemmäinen in the southeast and, after a break, from Pankavaara to Ripulinjärvi (4313 10). The western branch of the suite beginning in Nunnanlahti can be followed to Ylä-Koivenlampi and farther to Tuopanjärvi. A narrow mica schist block, pressed between a quartzite and a metadiabase dyke, has parted from the main zone in the Piili area of Pankavaara.

In the eastern part of the Nunnanlahti–Ahmovaara schist area the rocks of the suite are phyllitic mica schists, grey quartzite-like schists and small-grained quartzites (Kohonen et al. 1989; Kohonen 1995). Amphibole- and carbonate-bearing bands occur in places in quartz-rich rocks, whereas in the mica schist there are about 10 cm thick quartzite interbeds with sharp edges. Similar mica schists have also been detected in the eastern zone, where quartzite interbeds are more frequent. Graphite and thin interbeds of carbon-ate rock are also common in mica schists. In the southern extension of the Tuopanjärvi quartzite antiform a few kilometres broad zone of phyllitic schist continues outside the map-sheet area. The colour of the mica schists varies depending on the abundance of the graphite. Silty quartz-rich interbeds have been detected here and there. Similar mica schists extend to the Rauanjärvi area along the western edge of the Tuopanjärvi quartzite antiform and the Kuhnusta arch.

Around Rauanjärvi in the northwestern part of the map-sheet area the mica schists are conditionally included in the LS1 suite. The metamorphic grade of these mica schists is higher than those in the eastern part of the map area, and they contain garnet (Fig. 31). The mica schist contains some tens of metres thick gently dipping black schist beds

101


with pyrite contents amounting to nearly 30% in places, and with abundant graphite. The black schists also contain tremolite-bearing beds.

Turbiditic metagraywackes and metapelites (LS2). Rocks of the LS2 suite occur mainly in the eastern part of the mica schist area. The suite consists of mutually alternat-ing graywacke-like (sandy) beds and semipelitic mica-rich (silty and clayey) beds. In the Ahmovaara area, to the southwest of Lake Ylemmäinen, metagraywackes have thin carbonate- and amphibole-bearing bands as well as graphitic interbeds and quartz-rich interbeds. They consist of quartz, albitic plagioclase, biotite and sericite. The same types have been detected e.g. in Nunnanlahti, south of Kuhnustanjärvi, around Valkealampi and west of Pusonjärvi (Kohonen et al. 1989).

The large mica schist area of the bedrock map is cut across by a wide shear zone, which can be followed from Nunnanlahti to Tuopanjärvi and farther to Romppala and outside the map-sheet area. The border of the LS1 and LS2 suites runs in many places close to this shear zone. The shear zone is easily discernible on aeroelectromagnetic and aeromagnetic maps (Appendix 2). The rock is strongly sheared in some places with breadths up to 200 m and even more. Silicification and sericitization occur in the shear zones in the middle part and the rocks are rusty due to iron sulphides (Fig. 32).

Arkosic metawackes and metagraywackes (LS3). The type area of the LS3 suite is located in Hovinvaara, Romppala, in the south edge of the map area. The suite is clearly more graywacke-dominant than the above-mentioned suites. Psammitic units are dominant (Fig. 33). The fine-grained units, rich in mica, are seldom thicker than 40 cm whereas the thickness of metagraywacke beds varies from 10 cm to metres (Kohonen 1995). In graywackes the primary grain sizes vary from medium to very coarse. Besides quartz and plagioclase, the clast material exceptionally contains also primary K-feldspar, preserved in metamorphism, and in some places schist fragments.

The Mustakorpi conglomerate (Fig. 34), located to the north of Hovinvaara and as-sociated to the graywackes, belongs to this suite as well. The clasts of the conglomerate include granitoids, quartzite, carbonate rock and graphite schist.

Turbiditic metagraywackes with black schist and metapelite interbeds (LS4). The largest area on the map is covered by rather monotonous massive metagraywackes of the LS4 suite with semipelitic schist interbeds containing bigger or smaller amounts of graphite. The original suite can be interpreted as sand-dominant deposits as in the middle and proximal parts of recent big turbiditic deep-sea fans.

To the west of Lake Höytiäinen, especially to the west and southwest of the overthrust zones marked on the map, the monotonous metagraywackes form a direct extension to the schists in the Outokumpu area (see Huhma 1975). Black schist interbeds, great in number, as well as rocks of the Outokumpu association, occurring as tectonic lenses, are characteristic of these schists (Koistinen 1981), monotonous quartz-plagioclase-biotite schist being the most typical rock. Faint bedding is often seen in the rocks. There are also occasional concretions. In general black schist interbeds are only some metres or some ten metres thick, but close to the overthrust planes there are also broader black schist zones. Fine-grained graphitic dark rock, containing quartz, feldspar and mica, is the most common rock type. Rocks of the thickest black schist zones contain various amounts of iron sulphides, mainly pyrite, and smaller amounts of pyrrhotite as well. In some places there is also tremolite coloured dark by graphite dust.

Another rather uniform area of massive metagraywackes is located between the over-thrust zones and Lake Höytiäinen and partly to the north and east of Lake Höytiäinen (Kohonen 1995). Thick monotonous psammitic units are characteristic of the area. The

102


weathered surface of the graywackes is light grey in colour. Separate beds are in most cases poorly discernible (Fig. 35). Concretions occur commonly. Dark graphitic mica schists, resembling black schist, occur as thin interbeds. On the southern extensions of the Martonvaara antiform in the western limb of the Kuhnusta arch there is a zone some kilometres wide with bigger amounts of pelitic schists and schists resembling rocks of the LS5 suite described later. Bigger amounts of concretions and occasional garnets have been detected in some places of this zone.

Conglomerate has been detected in some outcrops on the eastern shore of Lake Kuh-nusta (Kohonen 1995). The estimated thickness of the conglomerate occurrence is over 20 m. The clasts consist of dolomitic carbonate rocks, quartz- and mica-bearing dolomitic carbonate rocks and carbonate-bearing quartzites (Fig. 36). The sizes of the clasts range between 3 and 15 cms. The matrix of the conglomerate is also rich in carbonate.

Turbiditic phyllites, quartz wackes and black schists (LS5). Huhma (1975) has named the rocks belonging to the LS5 suite “graphite–sulphide phyllite” and “graded phyllite”. Around Ruvaslahti to the west of Lake Höytiäinen the rocks of the suite form a synform structure, widening southwards. The Nuottasaari graded phyllites, described by Pelkonen (1966) and Huhma (1975), are located on the extension of this synform structure.

Rhythmic stratification with 10–40 cm thick graded-bedded units (Fig. 37) is charac-teristic of turbiditic phyllites. The coarse part of the unit consists of quartz-rich psam-mite, which grades into semipelitic phyllite-like rock. The psammitic part is quartzite or quartzite schist. The turbiditic phyllites resemble some outcrops of the LS1 suite, such as the “mica schist – phyllite – quartzite schist”. However, these outcrops mostly lack the graded and rhythmic structures. Another significant difference is that turbiditic phyllites occur together with sulphide-bearing black schists or with “graphite–sulphide phyllites”.

Geochemical features. The main elements of mica schists and graywacke-like meta-psammites are confined to the composition range set for fine-grained sediments and graywackes in literature (Table 4). Big variations in SiO

2 contents are characteristic of

the analytical data of mica schist areas, as these data seem to focus on reflecting the differences in sediments’ primary grain sizes (Kohonen 1995). These variations are also reflected in the levels of contents of other main elements. In mica schist samples the Al

2O

3 contents are typically over 15% and in metapsammites less than 15% (Table

4). K2O, Na

2O, MgO and Fe

2O

3 generally correlate with aluminium thus reflecting the

mica and feldspar content in the rock. The Na2O and Fe

2O

3 contents vary irregularly.

The increased CaO content in some samples indicates that the cement contains carbon-ate. Rocks, grouped into different lithological suites, seldom cluster on the basis of the main elements or the CIA index.

Differentiated mafic intrusions and metadiabases

The differentiated mafic intrusions and metadiabase dykes, presented on the bedrock map, occur in the Archaean rocks and in the quartzite-dominant areas of the Palaeoprot-erozoic rocks in the eastern and northern parts of the map area. In the western part of the map area, among Palaeoproterozoic mica schists there are small fragments of an ophiolite complex belonging to the Outokumpu association. Three stages of mafic magmatism have been detected in the bedrock of the Koli map area (Vuollo 1994).

Stage 2 200 Ma. Karjalites, the highly differentiated layered intrusions were emplaced

103


during the first stage 2 200 Ma ago and they form a cumulative series from wehrlites to gabbros via pyroxenites and to granophyres during their final phase. These layered sills occur near the contact between the Palaeoproterozoic sediment pile and the Archaean basement on both sides of the contact. There are branches of thinner differentiated parts from the main sill upwards to the quartzites. The karjalites or gabbro-wehrlites of the Koli area have been subject to the most thorough studies (Piirainen 1969; Hanski 1984; Vuollo 1988, 1994; Vuollo et al. 1992; Vuollo & Huhma 2005). On the map the karjalites (“differentiated mafic intrusions” on the bedrock map; “karjalites” in Appendix 3) of the Koli area are discernible as a folded and fragmentary double chain. The chains are discernible also on the magnetic map because of their magnetism (Appendix 2). Karja-lites occur in the overthrusted Pankavaara quartzite block in the western margin of the Koli belt. Karjalitic sills also occur in the areas of Nunnanlahti, the Kuhnusta arch and Turunvaara. In contrast to the Koli area the dimensions of those sills are smaller and all parts of the cumulative series have not been found in them.

Stage 2 100 Ma. The next stage, intrusion of the 2 100 Ma Fe-tholeiitic diabases (type T1) is an extensive magmatic event. The metadiabase dykes related to this event cut across the Archaean basement and the quartzite-dominant schists of the Koli map area. These dykes form a dense dyke network mainly in a northwest–southeast direction. The dykes are best preserved in the Koli area whereas in some places of the Nunnanlahti, Kuhnusta arch and Juuanvaarat areas the dykes are foliated and more altered. Detailed descriptions are given in the publications by Vuollo et al. (1992), Vuollo (1994) and Vuollo & Huhma (2005).

Stage 1 970 Ma. The third stage (1 970 Ma ago) includes the intrusion of the tholeiitic diabases (type T2) in the quartzites and the Archaean basement of the Koli–Kaltimo area. Vuollo & Piirainen (1990) consider that the formation of the Outokumpu ophio-lites also belongs to this stage. Tholeiitic diabases belonging to a magmatic stage aged 1 970 Ma have been identified in the southeastern part of the map area. Different types cannot always be distinguished without determining their chemical composition because both Fe-tholeiitic and tholeiitic dykes are often parallel and seem to consist of similar hornblende-plagioclase rocks. For this reason both types are called metadiabases and are shown with same colour on the map.

Geochemical features. Geochemically the karjalitic sills form a special magmatic series. Besides the Kaunisniemi section, Table 5 includes analyses on the Koli sill from Savilahti and Larinsaari. In the CMA diagram (Fig. 45a) the samples from different units form an almost uniform curve extending from the MgO corner to the Al

2O

3 corner due

to the dominant role of clinopyroxene in the cumulus phase. In Jensen’s (1976) diagram (Fig. 45b) the samples plot above komatiites as well as the normal tholeiitic series be-cause karjalites are enriched with iron and depleted in aluminium (Table 5, anal. 26). The chondrite-normalized REE distributions (Fig. 45c) show that the cumulates and grano-phyre as well as the chilled margin are enriched with light lanthadines. This also means that the parental magma of the layered sill has been enriched with light lanthanides.

Selected chemical analyses and the arithmetical means of the two metadiabase types are presented in Table 6. There are geochemical differences both in the main elements and in the trace elements of the T1 and T2 diabases. Also the Mg values of the diabases differ from each other the average value of the T2 diabase being 56.7 Mg whereas the T1 diabase has a lower average value equal to 42.3 Mg. In Jensen’s diagram (Fig. 48a) and the AFM diagram (Fig. 48b) both diabase groups are almost wholly plotted in the tholeiite field. The Jensen’s diagram shows the distribution of the diabases in Fe tholeiites

104


and Mg tholeiites. Based on contents of trace elements and rare earth elements (REE) and according to different classification diagrams it may be concluded that Fe-tholeiitic (T1) diabases represent typical continental dyke swarms whereas the tholeiitic (T2) diabases represent the marine MORB type (Vuollo 1994).

Outokumpu association

The rocks of the Outokumpu association in the western part of the map area (serpentinite, talc-magnesite rock, dolomitic carbonate rock, calc-silicate rock and quartz rock) belong to the eastern branch of the so-called Miihkali arch (Koistinen 1981). The best-known area with rocks of the Outokumpu association is in Lipasvaara which has a two kilo-metres long and one kilometre wide serpentinite lens in mica schist surroundings. The middle part of the lens consists mainly of dark green antigorite-dominant serpentinite, but on the edges and in the northern part of the lens the rock has altered for the most part into talc-magnesite rock. The greyish talc-magnesite rock consists mainly of fine-scaled talc and of slightly bigger magnesite grains. The richest parts of the rocks have been quarried as talc ore. Around the lens there is a margin consisting of quartz rocks and calc-silicate rocks with disseminated chromite grains, genetically associated with the afore-mentioned rocks (Kontinen et al. 2006). These rocks are sharply enveloped by black schists. Rocks belonging to the Outokumpu association, mostly calc-silicate rocks, occur also to the northwest, south and southwest of Lipasvaara (Koistinen 1981). Table 7 includes two analyses on the Lipasvaara rocks.

Age relations and geological evolution

Archaean rocks

The main part of the Archaean bedrock of the Koli map area consists of migmatic grani-toids. Greenstone belts seem to float inside the granitoids. Relics of greenstone belts occur in granitoids as inclusions. Among the Archaean granitoids migmatitic, tonalitic and trondhjemitic gneisses are the oldest and the most frequently occurring rock types. Tonalite, trondhjemite and granodiorite gneisses, resembling plutonic rocks, are associ-ated with migmatites. Their boundaries are unclear, but in some places they cut across migmatites.

In some places in the Nunnanlahti and Ipatti greenstone belts tonalite and trondhjemite gneisses intrude greenstones. In addition, during granitoid intrusion blocks have been detached from greenstone belts as in Letmakka and Larinsaari. This means that at least a part of the tonalite gneisses are younger than the greenstones, and their age may be comparable with the tonalite gneisses in the Taivaljärvi area (see Fig. 17; Huhma et al. 1999; Vaasjoki et al. 1999). The youngest granitoids of the map area include the Härkin-lampi pegmatite granite (Appendix 3), although it also seems to be Archaean.

The age differences between the rock types of the Nunnanlahti and Ipatti greenstone belts seem to be small. Cross-cutting quartz-feldspar porphyry dykes occur in both belts. In the Ipatti belt such a dyke is dated at 2 788 + 5 Ma (see Fig. 17), which gives the Ipatti greenstones their minimum age. Similar quartz-feldspar porphyry dykes permit the assumption that the Nunnanlahti greenstones are also of the same age. The age – 2 790 + 3 Ma – of the Taivaljärvi (A1174) volcanic rock (Fig. 17; Vaasjoki et al. 1999) corre-

105


sponds with the age results of the Ipatti belt, but the suggested ages of e.g. the Ilomantsi Archaean volcanic rock are slightly lower (Vaasjoki et al. 1993, Huhma et al. 1999).

The Ipatti greenstone belt occurs on its present erosional level as an arch-like shape by the margins of the Hattusaari syncline obviously continuing beneath quartzites and their basal formations. In the Ipatti greenstone belt intermediate and felsic pyroclastics with varying grain sizes are dominant whereas the amount of mafic rocks is small. In the outer edge of the belt there are felsic tuffites and graphite- and sulphide-bearing schists. Quartz-feldspar porphyry has not been seen to cut across tuffites. According to the general features it has been concluded that the Ipatti greenstone belt may represent relics of the root parts of an Archaean cone volcano chain, subject to deep erosion (Luuk-konen & Sorjonen-Ward 1998).

Mafic volcanic rocks with accompanying serpentinites and soapstones prevail in the Nunnanlahti greenstone belt. Intermediate tuffs, typical of the Ipatti greenstone belt, are few. The pillow structures of mafic lavas in the northern part of the belt show that they have erupted under water whereas in the middle and southern parts of the belt the massive lavas with tuff interbeds seem to have erupted on dry land. It is not clear how the metamorphic ultramafic rocks – serpentinites and soapstones – are associated with volcanic rocks because the contacts of ultramafics and volcanic rocks are strongly sheared and tectonic. Grundström (1999) draws a parallel between the Nunnanlahti serpentinites and soapstones and the komatiitic cumulates of the Kellojärvi area in Kuhmo dated at 2 757 + 20 Ma (Huhma et al. 1999; Tulenheimo 1999).

Palaeoproterozoic rocks

The Karelian stratigraphic sequence is traditionally divided in three units – Sariola, Jatuli and Kaleva (Väyrynen 1954). The basal formations of the sequence are usually included in Sariola, but there are different interpretations of their boundary with the Jatuli forma-tions. The purer quartzitic rocks, deposited on Sariola, are included in Jatuli. The mica schists, following the quartzite rocks, are traditionally included in Kaleva. In many places the boundary between Jatuli and Kaleva is open to interpretations, and this also applies to the division of Kaleva in Lower Kaleva and Upper Kaleva (Kontinen 1987). In this explanation we apply the lithostratigraphic classification of the Nunnanlahti–Koli–Kal-timo area, compiled by Kohonen & Marmo (1992), where the formal definition of the lithostratigraphic formations is based on local type areas and sections.

The Palaeoproterozoic schists of the map-sheet area can be divided in subareas with their own characteristic features related to the stratigraphic sequence. The quartzite-dominant subareas are the Koli belt in the east and the Kuhnusta and Juuanvaarat belts in the north. Such a detailed division cannot be made in the mica schist-dominant area, but the subareas can be studied in a sequence as follows: the eastern side of Lake Höytiäi-nen, the Kuhnusta arch and the western side of Lake Höytiäinen. The lithostratigraphic nomenclature of Kohonen and Marmo (1992) is applied for the Koli belt. A correspond-ing classification of other quartzite-dominant belts has never been published although correlations between them and the Koli belt are presented. There is no established strati-graphic classification of mica schist-dominant areas.

Quartzite-dominant schist areas. The stratigraphy of the Koli belt is clear and well-documented (see Piirainen 1968; Kohonen & Marmo 1992). On the Archaean basement polymictic conglomerates (the Kyykkä group) and sericite-quartz schists, interpreted

106


as an ancient weathering profile (palaeoregolith, the Hokkalampi Palaeosol), are the lowermost and followed in sequence by quartz-pebble conglomerates and quartzites (the Vesivaara and Koli formations), arkose quartzites (the Jero formation) and thick orthoquartzites (the Puso formation), which together form the Herajärvi group.

Stratigraphic columns of the map area are shown in Fig. 49. There are significant differences in the sequences of the quartzite-dominant subareas. Within the map-sheet area, for example, the oldest formations (the Kyykkä group) seem to have been pre-served only as small relics in the area of Hattusaari (Rossi 1975; Marmo et al. 1988; Kohonen & Marmo 1992), and the unit, equivalent to the Koli formation, is missing in the Kuhnusta belt and the area to the west of it. On the other hand, the Koli belt lacks the unit equivalent to the Juuanvaarat tremolite quartzites. In the Juuanvaarat area quartz-ites, tremolite quartzites, pelitic schists and dolomitic carbonate rocks seem to form a continuous sequence lithologically resembling the series described in Polvela, Juuka (Huhma 1975) on one hand, and the sequences described farther south in Kiihtelysvaara, (Nykänen 1968; Pekkarinen 1979) on the other hand.

The most significant conclusions on the age relations of the quartzites are based on observations and age determinations of the mafic dyke rocks that cut across the quartz-ites. The karjalite sills (ca 2 200 Ma; Vuollo 1994) cut across the Jero formation and its equivalent in the Kuhnusta belt whereas these sills do not occur in the Puso forma-tion and in the quartzites of the Juuanvaarat belt. Other younger dykes (2 100 Ma and 1 970 Ma) seem to cut across all quartzites in the area. Lavas, equivalent to the dykes, have not been detected in the map-sheet area. The clasts of karjalites and metadiabases in the lower part of the Portinkallio conglomerate make it hard to interpret the stratigraphy of the Mölönjärvi area.

Based on the above-mentioned facts: (1) The Jero formation and the stratigraphically underlying formations were deposited at least 2 200 Ma ago; (2) The major part of the youngest quartzites in the area were deposited over 2 100 Ma ago (provided that the major part of the metadiabases represent this age group) or at least over 1 970 Ma ago; (3) It is obvious that the preserved sedimentary sequences represent only short periods of the depositional history which lasted hundreds of millions of years.

When comparing the stratigraphy of the Koli belt to the Kiihtelysvaara–Värtsilä belt (Pekkarinen 1979; Pekkarinen & Lukkarinen 1991) clear differences can be observed. Kohonen and Marmo (1992) have proposed that the quartzites of the Puso formation should be linked with Pekkarinen’s (1979) lower quartzite formation (the Haukilampi formation; Pekkarinen & Lukkarinen 1991). Thus the Koli and the Kiihtelysvaara belts would represent different levels of sections preserved from erosion. The considerable variation in thickness of the formations in the Koli map-sheet area together with several mafic dykes, representing intrusion stages of different ages, refers to recurring block movements and to significant local differences in preservation of the formations due to these movements.

Contact zone of quartzites and mica schists. In the western margin of the Koli belt the contact that separates the quartz-dominant and mica schist-dominant areas is a clear geological boundary. The contact zone is generally rectilinear and easy to follow but very poorly exposed.

The stratigraphic significance of the contact zone has always been understood, but ideas of its character have varied greatly. The contact has been considered an overthrust fault (Frosterus and Wilkman 1920; Gaál 1964) and a significant unconformity with basal conglomerates (Väyrynen 1933, 1939; Piirainen et al. 1974). Extensive summaries

107


on stratigraphy (Simonen 1980; Laajoki 1986) usually refer to Väyrynen’s (1933) clas-sic study and state that the contact is an erosional surface reflected by conglomerates (Laajoki 1998).

According to a new interpretation of the contact zone in the Koli map area the con-clusions of Kohonen et al. (1990) and Kohonen (1995) are as follows: (1) In the Koli area the contact zone is a high-angle zone of normal faults, steeper than the bedding of quartzites and subjected to multiphase reactivation during folding. The quartzites do not continue directly beneath the mica schists. (2) The contact zone contains tectonic breccias and conglomerates open to various stratigraphic interpretations. During the multiphase faulting they may have formed in a certain zone, but in varying stratigraphic positions. (3) The character of the contact varies in different parts of the map area. In the Koli belt the contact zone may represent an early system of normal faulting, possibly related to the development of the basin, where the western block has subsided with respect to the eastern block. During folding this fault zone was reactivated as a thrust fault and also as a strike-slip fault in the northern part of the zone (Kohonen et al. 1990; Fig. 18).

Mica schist-dominant schist areas. Different types of mica schists, traditionally called the Kaleva schists, form the major part of the map area and of the whole North Karelian Schist Belt. After the investigations, conducted by Väyrynen (1933, 1939), the mica schists have been considered younger (Laajoki 1986) than the quartzites (i.e. Jatuli). However, on the basis of his studies on the Hammaslahti–Rääkkylä area Ward (1987, 1988) has stated that the deposition of the eastern part of Kaleva at least partly coincides with the quartzites.

The stratigraphy of the mica schist area is poorly known. In interpretations the unit or at least its eastern part have been treated as one whole although many investigators have considered the lithological variations significant (Pelkonen 1966; Huhma 1975; Ward 1987, 1988; Kohonen 1995). However, none of them have proposed a formal classification on mica schists.

Even if there are lithological suites, which clearly differ from each other, it is seldom possible to monitor them laterally farther off. As the internal lithological variations of the suites are often significant, it is often impossible to classify outcrops according to a certain suite. However, based on field observations mica schists have been grouped in five lithological suites. In each suite the rocks have deposited more or less simultaneously with the exception of rocks, considered to belong to the L1 suite, possibly representing deposits of different ages in different parts of the map area.

In the Kainuu area Kontinen (1987) has divided Kaleva into two units. Lithological variations, occurrence of pelitic schists and local occurrences of conglomerates close to the quartzite contact, are typical features of Lower Kaleva, whereas Upper Kaleva is characterized by a more or less monotonous lithology dominated by thick-bedded sandy turbidites. Ward (1987, 1988) has grouped the North Karelian mica schists in a western and an eastern area. According to the descriptions the former probably corresponds to Kontinen’s (1987) Upper Kaleva and the latter to Lower Kaleva. The monotonous tur-biditic metagraywackes in the southwestern part of the Koli map area represent typical deposits of Upper Kaleva whereas it is more obvious that the schists in the eastern and northern parts correlate with Lower Kaleva.

There is no direct dating evidence of the deposition of the Lower Kaleva schists on the map area. As the metadiabases do not cut across the mica schists, they have presum-ably been deposited at least later than 2 100 Ma ago. According to dating of detrital zircons, both in the Outokumpu area (Claesson et al. 1993) and in the northern part of

108


Lake Höytiäinen (H. Huhma, personal information 2005) the deposition of the schists, typical of Upper Kaleva, happened later than 1 930 Ma ago.

Thus the mica schists within the map-sheet area can be divided in two main groups. The deposition of the older group is probably associated with the multiphase continental rifting, formation of marginal basins and development of a passive continental margin (ca 2 100–1 960 Ma). The younger group is probably related to the early stage of orogeny and to the rapid filling of the fore-deep basin (Kohonen 1995).

It is obvious on several grounds that the rocks of the Outokumpu association were not formed in the place of their present occurrence, the Upper Kaleva mica schist area. These rocks, bordered by fault planes, are allochthonous fragments of an overthrusted marine lithosphere dated at ca 1 960 Ma (Kontinen et al. 2006). It is also possible to interpret them as ophiolite fragments (Koistinen 1981; Ward 1987; Vuollo & Piirainen 1990).

Structure and metamorphism

In relation to the Proterozoic Svecofennian orogeny the whole North Karelian Schist Belt can be described as a foreland overthrust zone with typical features as follows: (1) Asymmetric structures expressing tectonic thrust towards the east and northeast; (2) A series of structures where ancient, originally low-angle overthrust structures have been refolded as deformation has progressed; (3) Increased deformation of the Archaean base-ment towards the west; and (4) Increased metamorphic grade towards the west.

Several detailed studies on the structural geology of North Karelia interpret similarly the deformational development in the area (Koistinen 1981; Park & Bowes 1983; Ward 1987; Kohonen 1995). The earliest structures have probably developed only in the al-lochthonous units and are associated with very low-angle overthrusts. The structural succession of the area is described e.g. in Ward’s and Kohonen’s (1989) and Kohonen’s (1995) publications. The strongest and most dominant schistosity both in Archaean and Proterozoic rocks is associated with a stage during which the Archaean basement and the schists of the cover sequence were together subject to folding and overthrusting. The differences in the composition of the Archaean basement and the heterogeneity of deformation due to these differences have affected the development of significant structural features, such as the Koli fold structure (Kohonen 1988) and the Kuhnusta arch (Kohonen et al. 1991), as discernible on the map. The refolding of the overthrust structures led to the development of steeper structures and in the Archaean basement to reactivation of old fractures as shear zones.

In the map-sheet area all dominant structural features are related to the Svecofennian orogeny, i.e. Palaeoproterozoic in age (1 900–1 880 Ma), except the easternmost part of the area. The structural features of the Archaean rocks to the east of Lake Pielinen and on its islands are Archaean in age, although they are partly reoriented by Palaeoproterozoic folds. Even if all significant tectonic structures, discernible in the rocks, are associated with the same deformation development, the style of deformation between areas and rock types differs clearly.

In most cases the tectonic alignment of the granitic rocks of the Koli area is poorly developed. In this respect these rocks differ significantly from the granitoids in the northwestern part of the map area. The banding of the migmatites and gneissose grani-toids is clearly an Archaean structural feature (Fig. 13). However, e.g. on the shore of Lake Pielinen in the Savilahti area, this banding often follows the main structures of

109


Palaeoproterozoic rocks indicating that together with the quartzites the Archaean base-ment has been subject to a deformation of some degree.

During the deformational development the Ipatti greenstone belt was partly split and in some places strongly sheared. The area is structurally complicated, and the main part of the discernible deformation is probably Palaeoproterozoic and associated with the development of the Koli fold (Kohonen 1988).

In most cases the bedding of the quartzites of the Koli belt is discernible, and the preservation of cross-bedding makes it possible to determine reliably the depositional younging directions of the beds. In the micaceous quartzites there is a prominent north-west–southeast trending schistosity whereas in orthoquartzites only a weak mineral alignment is discernible. In the Herajärvi area and to the north of Savijärvi hardly any quartzites have been subject to folding. The younging directions of the gently dipping quartzite beds show systematically that the Archaean basement has functioned as a depo-sitional base. The quartzites were deformed mainly by tectonic imbrication of quartzite sheets and lenses thrust on each other, forming a shingle roof imbricate structure or a duplex-like structural stack (Kohonen 1987). The structure of the Koli fold differs from the rest of the quartzite belt. Instead of being oriented from northwest to southeast the structures turn from north to south, and in some places the structures are in an almost vertical position. The fold structure has not developed a clear axial plane schistosity. The quartzites on the fold limbs are recrystallized and glassy, and their blastoclastic texture is hardly recognizable (Kohonen 1988, 1991).

On the map the Kuhnusta arch forms a big left-handed fold structure interpreted as a combination of an earlier overthrust fold and a later left-handed shear zone. On the eastern edge of the fold the schistosity is dipping to the west and southwest at a moderate angle whereas rather vertical shear schistosity dominates on the western limb (Kohonen 1991).

Penetrative schistosity, dipping steeply to the southwest, dominates the planar struc-tures of the Nunnanlahti greenstone belt. Dominant, strong and in some places even mylonitic schistosity is found in the axial plane of the isoclinal folding. The left-handed folding that bends the dominant schistosity is associated with strong lineations. Both the lineations and the fold axes plunge moderately or steeply to the south.

Extremely strong shear schistosity is the dominant structural feature of the western part of the Turunvaara granitoid area. The development of this protomylonitic struc-ture led to parallelism of all earlier structures. Rock contacts tend to be parallel to the intensely developed schistosity, and it is difficult to recognize the fold hinges due to transposition. The left-handed, in some places tight small-scale folding, which bends the dominant schistosity, and the strong lineations, are probably associated with the fold-ing. In some places this very strong lineation, dipping fairly gently to the southeast, is e.g. the most dominant structural feature of metadiabases (Kuusela 2003). Clear shear schistosity, developed in zones, can be seen both on the map scale and on outcrops. The shear schistosity becomes more dominant towards the west and the protomylonitic or mylonitic schistosity is penetrative in the westernmost parts. Here the metadiabase dykes are parallel with the dominant structure.

In the area of Juuanvaarat the quartzites and the gneissose granitoids of the Archaean basement are tightly folded between each other. It is obvious that the structures are combined folds of an earlier overthrust folding and a later folding. Here the younger folding is considerably tighter than the folding of the Kuhnusta arch. The strong line-ation, dipping gently to the southeast, probably represents the intersection of the older

110


tightly folded schistosity and the younger rather vertical schistosity and at the same time the direction of the younger deformation’s fold axis (Kuusela 2003).

The structures of mica schists of the eastern part of the map-sheet area are described in several publications and reports (Kohonen 1995) whereas the description and interpreta-tion of the western part of the area can be found in Koistinen’s publication (1981).

The structures of mica schists in the eastern side of Lake Höytiäinen differ signifi-cantly from the quartzites’ structures of the Koli belt. The mica schists are tightly or almost isoclinally folded whereas in quartzites the outcrop scale folds are very rare. There are two explanations to this – either the mica schists have been pressed against the originally steep fault plane (Kohonen et al. 1990; Kohonen 1995) or the reason is the non-homogenous shortening of the Archaean basement beneath the schists in different parts of the whole schist belt. The latter alternative is understandable when we compare the deformation style of the Archaean rocks in the easternmost parts of the map-sheet area on one hand and in the area to the west of Nunnanlahti on the other hand.

The dominant structural feature in the whole mica schist area is the S1 or S1/S2 (composite) schistosity together with parallel bedding. Except the southwestern part, the schistosity is oriented from northwest to southeast. Fold hinges associated with earlier deformations (pre-D2) are rare – obviously due to strong schistosity and transposition of fold hinges in overthrust-like folding. A recumbent isoclinal folding (in the south-westernmost part) or an asymmetric folding with overthrust movements oriented to the east or northeast gives a general view of early deformations. In this context the oldest rocks have partly thrusted on mica schists.

In the eastern part of the map area younger deformation (D2) is characterized by left-handed folds bending the older schistosity or – in the main shear zones with exceptionally strong deformation – by rather vertical shear schistosity (composite S1/S2 oriented from northwest to southeast). In the area of Lake Höytiäinen left-handedness is less character-istic of the F2 folds. Here the older schistosity is rather tightly refolded with axis dipping gently to the south–southeast. The situation is similar in the Rauanjärvi area, but the folding is tighter there. The kink folds with great orientation variations in different parts of the map area and the crenulations on the schistosity surfaces, normally not associated with mineral growth, are the youngest (post-D2) structures in the schist.

As detailed studies on metamorphism have not been conducted in the Koli map-sheet area, we can only make some general conclusions. It is obvious that the Archaean green-stones and ultramafics of the Nunnanlahti and Ipatti greenstone belts have been subject to a multiphase deformation and metamorphism. According to Lipponen (2000) the present composition of the Nunnanlahti metaultramafics (serpentinites and soapstones), originally mainly dunitic cumulates, reflects metamorphism in conditions of epidote-amphibolite facies or greenschist facies and interaction with H

2O-CO

2 fluids.

The metamorphism studies of Palaeoproterozoic rocks are limited to features ob-served in the field and in thin sections. Detailed mineralogical studies have not been conducted. The equilibrium mineral suites of the quartzite area are as follows: quartz – sericite – chlorite; quartz – sericite – andalusite (kyanite); and quartz – sericite – albite – chlorite – biotite, the last one being also the metamorphic assemblage of mica schists (Kohonen 1987). Also garnet occurs in places in the Ahmovaara–Nunnanlahti area, especially in small-grained metagraywackes. All mentioned mineral suites reflect low-grade metamorphic conditions, i.e. greenschist facies above biotite isograd (Piirainen & Vuollo 1991).

The occurrence of kyanite in the quartzites of the Koli belt is probably a reflection

111


of a locally higher pressure than in other parts of the area. In quartzites the amount of kyanite increases northwards at the expense of andalusite. This could mean that the metamorphic pressure was highest in the northern part of the area. According to Marmo (1981) kyanite may have formed in metamorphism at a temperature between 400 and 500 degrees and at a pressure between 2.8 and 4 kb. The fact that the known kyanite occurrences are located close to fault and shear zones has obviously contributed to the formation of kyanite (Pekkala 1982).

economic geology

Soapstone occurrences. Small-scale quarrying of soapstone, used as dimensional stones and for manufacturing stoves, has been practised in Nunnanlahti since the late 19th cen-tury (Kotivuori 1981). Nowadays an economically significant branch of stone industry is based on soapstone. The soapstone quarries and manufacturing plants of Tulikivi Oyj and Nunnanlahden Uuni Oy are located in the Nunnanlahti area. Tulikivi Oyj has a quarry in the Mustansuo, i.e. Koskela area (Appendix 3, Fig. 51), and the company has also carried out test quarrying in the Vuokinmontut area. In Appendix 3 the quarries’ boundaries correspond with the situation of the year 2004. During the past few years GTK and Tulikivi Oyj have carried out studies on localization and evaluation of new soapstone occurrences. Occurrences have been found e.g. in Heiskasensuo to the west of Saarijärvi (GTK), in Rumpalinvaara (GTK) and to the northwest of Vaaralampi (Tulikivi Oyj). Their utilization possibilities will be clarified in future.

Other occurrences of natural stones. In some places of the Koli map-sheet area quartzites to be used as dimensional stones have been subject to test quarrying. The most significant occurrence in this area is the Satulavaara sericite quartzite occurrence where GTK has carried out studies. The occurrence is located within easy access, and it has been subject to drilling and test quarrying. The rock is rather unbroken and named “Satula Silver” as the slight folding gives the cut surface a silvery and wavy appearance. In some places also mica schists and serpentinites have been subject to test quarrying, but the rocks have turned out rather broken.

Talc occurrences. In Lipasvaara, Polvijärvi there is an about two kilometres long serpentinite lens (4313 01 and 02). The lens consists mainly of serpentinites, but on the margins and in the narrower northern part there are talc-magnesite rocks. The richest parts of the northern end have been quarried as talc ore from the Lipasvaara open-cast quarry between 1983 and 2000. The total number of the quarried ore amounted to ap-proximately 3.9 million tons the share of talc ore being 1.9 million tons. The quarry has been closed for some time. Mondo Minerals Oy holds the mining concession.

Kyanite occurrences. The palaeoregolith between the Koli belt and the Archaean bedrock consists of sericite, quartz and aluminium silicates being kyanite, andalusite and chloritoid (Pekkala 1982). Aluminium silicate enrichments have been found in Hir-vivaara, Vesivaara, Pitkäsuo, Severinkallio and Koli (Aurola 1959). In the Hirvivaara area (4313 10D) two occurrences, named Ilokallio and Porraskorpi, have been studied. The Ilokallio kyanite quartzite contains 5–10 cm long kyanite prisms, and the kyanite content varies between 30% and 50% (Aurola 1959). The occurrence is approximately 100 m long and 55 m thick. The Porraskorpi occurrence is of corresponding size. Kyanite quartzite has been test-quarried from both occurrences, but investigations have not led to mining activity.

112


Uranium occurrences. On the bedrock map four uranium occurrences are indicated in the Koli belt. The occurrences from the south are as follows: Pesävaara, Herman-ninmonttu, Martinmonttu and Ipatti. Except Pesävaara these occurrences belong now to the Koli National Park. Piirainen (1968) and Äikäs & Sarikkola (1987) have described the uranium occurrences.

Metallic ore indications. The Koli map-sheet area has been subject to exploration several times because of nickel, copper, zinc and gold indications, but these activities have not led to more detailed exploration. The nickel indication of the Mustanvaara serpentinite is the most interesting of them.

KiRJAllliSuuttA – liteRAtuRe

Aurola, e. 1959. Pohjois-Karjalan kyaniitti- ja pyrofylliittiesiintymät. Geologian tutkimuskeskus. Arkisto-raportti M 17/E-59/1/82. 44 s.

claesson, S., Huhma, H., Kinny, P. & Williams, i. S. 1993. Svecofennian detrital zircon ages – implications for the Precambrian evolution of the Baltic Shield. Precambrian Res. 64, 109–130.

DePaolo, D. J. 1981. Neodymium isotopes in the Colorado Front Range and crust-mantle evolution in the Proterozoic. Nature 291, 684–687.

Frosterus, B. & Wilkman, W. W. 1920. Vuorilajikartan selitys. Lehti D3, Joensuu. Suomen geologinen yleiskartta, 1 : 400 000.

Frosterus, B. & Wilkman, W. W. 1924. Suomen geologinen yleiskartta 1 : 400 000, Lehti D 3 Joensuu.Gaál, G. 1964. Jatul und karelische Molasse im S-Koligebiet in Nordkarelien und ihre Beziehungen zum

Gebirgsbau des präkambrischen Orogens. Bull. Comm. géol. Finlande 213. 45 s.Glumoff, t. 1987. Outokummun alueen kiilleliuskeista. Pro gradu -tutkielma. Turun yliopisto. 97 s.Grundström, l. 1999. Nikkelimalmien jatkotutkimukset vuonna 1999. Juuka, Nunnanlahti. Outokumpu Oy,

Malminetsintä. Arkistoraportti 001/4313 06/ LG, TAL/1999.Hanski, e. 1982. Albiittidiabaasit ja niihin liittyvät ultramafiset kivet Kuhmon ja Kolin alueilla. Oulun Yli-

opisto, Arkeeisten alueiden malmiprojekti, raportti 6. 76 s.Hanski, e. 1984. Geology of the gabbro-wehrlite association in the eastern part of the Baltic Shield. Oulun

Yliopisto. Arkeeisten alueiden malmiprojekti, raportti 20. 78 s.Hanski, e. 1986. Gabbro–Wehrlite association in the eastern part of the Baltic shield. Julkaisussa: Friedrich,

G. H., et al. (toim.) Geology and Metallogeny of Copper Deposits. Springer-Verlag. Berlin, Heidelberg, 151–170.

Hanski, e., Huhma, H. & Vuollo, J. 2006. SIMS zircon ages and Nd isotope systematics of the ca. 2.2 Ga mafic intrusions in northern and eastern Finland. Geol. Surv. Finland Spec. Paper (tekeillä.).

Hietanen, A. 1938. On the petrology of Finnish quartzites. Bull. Comm. géol. Finlande 122. 118 s.Honkamo, M. 1972. Kolin–Juuan alueen ultramafiset kivilajit. Pro gradu -tutkielma. Oulun yliopisto. 91 s.Huhma, A. 1971a. Outokumpu. Suomen geologinen kartta 1 : 100 000, Kallioperäkartta, lehti 4222.Huhma, A. 1971b. Kontiolahti. Suomen geologinen kartta 1 : 100 000, Kallioperäkartta, lehti 4224.Huhma, A. 1971c. Sivakkavaara. Suomen geologinen kartta 1 : 100 000, Kallioperäkartta, lehti 4311.Huhma, A. 1975. Kallioperäkartan selitykset, Outokumpu 4222, Polvijärvi 4224 & Sivakkavaara 4311. English

summary: Precambrian rocks of the Outokumpu, Polvijärvi and Sivakkavaara map-sheet areas. Suomen geologinen kartta – Geological map of Finland 1 : 100 000. 151 s.

Huhma, H. 1986. Sm-Nd, U-Pb and Pb–Pb isotopic evidence for the origin of the Early Proterozoic Sveco-karelian Crust in Finland. Geol. Surv. Finland, Bull. 337. 48 s.

Huhma, H., Hanski, e. & Vuollo, J. 2006. Isotope geology of Paleoproterozoic mafic intrusions and dyke swarms in the Karelian Province, Fennoscandian Shield. Geol. Surv. Finland, Spec. Paper (tekeillä.).

Huhma, H., Mänttäri, i. & Vaasjoki, M. 1999. Dating the Finnish Achaean greenstone belts – isotope geo-logy. Julkaisussa: Papunen, H. & Eilu, P. (toim.) Geodynamic evolution and metallogeny of the Central Lapland, Kuhmo and Suomussalmi greenstone belts, Finland. Joint Field Excursion and Workshop of GEODE, 11–16. September 1999, abstracts, 72–74.

Hurskainen, V. 1987. Au-tutkimukset. Juuka Nunnanlahti. Outokumpu Oy, Malminetsintä. Arkistoraportti 020/4313 06/VIH/87.

Huttunen, t. (toim.), Hytönen, M., Kejonen, A., Rönty, H., Saarelainen, J., tervo, t., Väänänen, t. & äikäs, o. 2003. Koli. Geologinen retkeilykartta ja opaskirja. Geologian tutkimuskeskus.

113


Jensen, S. S. 1976. A new cation plot for classifying subalkalic volcanic rocks. Ont. Dep. Min. Misc. Paper 66. 22 s.

Kohonen, J. 1987. Jatulimuodostumien paleosedimentologia Herajärven alueella Pohjois-Karjalassa. Oulun yliopisto. Pohjois-Karjalan malmiprojekti, raportti 6. 150 s.

Kohonen, J. 1988. Thrusting and related structures in the quartzites of the Kaltimo–Nunnanlahti area on the eastern margin of Svecofennian Orogen. Geol. För. Stockholm Förhandl. 110, 400–402.

Kohonen, J. 1991. Nunnanlahden–Kolin–Kontiolahden alueen proterotsooisten liuskeiden stratigrafia ja ra-kennegeologia. Julkaisussa: Piirainen, T. & Vuollo, J. (toim.). Arkeeinen ja proterotsooinen geologinen evoluutio ja malminmuodostus: Pohjois-Karjalan malmiprojektin loppuraportti. Oulun yliopisto. Pohjois-Karjalan malmiprojekti, raportti 31. 70–99.

Kohonen, J. 1994. Post depositional K-feldspar breakdown and its implications for metagraywacke prov-enance studies – an example from North Karelia in eastern Finland. Geol. Surv. Finland Spec. Paper 19, 161–171.

Kohonen, J. 1995. From continental rifting to collisional crustal shortening – Paleoproterozoic Kaleva me-tasediments of the Höytiäinen area in North Karelia, Finland. Geol. Surv. Finland, Bull. 380. 79 s.

Kohonen, J., tuukki, P. A. & Vuollo, J. i. 1989. Nunnanlahden–Kuhnustan–Ahmovaaran alueen geologia. Oulun Yliopisto. Pohjois-Karjalan malmiprojekti, raportti 23. 132 s.

Kohonen, J., Pernu, t. & Mursu, J. 1990. Kvartsiittien (Jatuli) ja kiilleliuskeiden (Kaleva) kontaktivyö-hykkeen geologiset ja geofysikaaliset piirteet Kontiolahden–Ahmovaaran–Nunnanlahden jaksolla Pohjois-Karjalassa. Oulun Yliopisto. Pohjois-Karjalan malmiprojekti, raportti 26. 32 s.

Kohonen, J., luukkonen, e. & Sorjonen-Ward, P. 1991. Nunnanlahti and Holinmäki shear zones in North Karelia: evidence of major early Proterozoic strike slip fault within the Archean basement. Geol. Surv. Finland Spec. Paper 12, 11–16.

Kohonen, J. & Marmo, J. 1992. Proterozoic lithostratigraphy and sedimentation of Sariola- and Jatuli-type rocks in Nunnanlahti–Koli–Kaltimo area, eastern Finland; implications for regional basin evolution models. Geol. Surv. Finland, Bull. 364. 67 s.

Kohonen, J. & Piirainen, t. 2000. Tutkijat vaarojen lumossa. Julkaisussa: Lovén, L. & Rainio, H. (toim.) Kolin perintö: kaskisavusta kansallismaisemaan. Metsäntutkimuslaitos & Geologian tutkimuskeskus, 132–135.

Koistinen, t. J. 1981. Structural evolution of an early Proterozoic strata-bound Cu-Co-Zn deposit, Outokumpu, Finland. Trans. R. Soc. Edinburgh, Earth Sci. 72, 115–158.

Kontinen, A. 1987. An early Proterozoic ophiolite – the Jormua mafic–ultramafic complex, northeastern Finland. Precambrian Res. 35, 313–341.

Kontinen, A., Peltonen, P. & Huhma, H. 2006. Description and genetic modelling of the Outokumpu-type rock assemblage and associated sulphide deposits. Geologian tutkimuskeskus, arkistoraportti M 10.4/2006/1. 378 s.

Kotivuori, S. 1981. Juuan Nunnanlahden vuolukivityöstä ja kyläelämästä. Juuka-Seura ry. Turun yliopiston kansatieteen laitoksen toimituksia 7, Turku. 193 s.

Kuusela, J. 2003. Strukturgeologisk översikt över den proterozoiska deformationen i Jaakonlampiområdet, Juuanvaarat, östra Finland. Pro gradu -tutkielma. Åbo Akademi. 55 s.

laajoki, K. 1986. The Precambrian supracrustal rocks of Finland and their tectono-exogenic evolution. Precambrian Res. 33, 67–85.

laajoki, K. 1998. Karjalaiset liuskealueet. Julkaisussa: Lehtinen M., Nurmi, P. & Rämö, T. (toim.) 1998. 3000 vuosimiljoonaa Suomen kallioperä. Suomen Geologinen Seura, 166–197.

lindholm, o. 1950. Kyanitförekomsten vid Hirvivaara i Eno socken. Pro gradu -tutkielma. Helsingin yli-opisto. 41 s.

lipponen, A. 2000. Saarijärven, Mustanvaaran ja Mustansuon metaultramafiittien metamorfoosista Nunnan-lahden jaksolla ja niiden magneettisista ominaisuuksista. Pro gradu -tutkielma. Helsingin yliopisto. 49 s.

lovén, l. & Rainio, H. (toim.) 2000. Kolin Perintö: kaskisavusta kansallismaisemaan. Metsäntutkimuslaitos & Geologian tutkimuskeskus. Gummerus, Jyväskylä. 160 s.

luukkonen, e.J. & Sorjonen-Ward, P. 1998. Arkeeinen kallioperä. Julkaisussa: Lehtinen, M., Nurmi, P. & Rämö, T. (toim.) 1998. 3000 vuosimiljoonaa Suomen kallioperä. Suomen Geologinen Seura, 105–139.

Marmo, J. 1981. Hokkalammen kyaniittiesiintymä Kontiolahdella. Ympäristön geologia sekä esiintymän alumiinin alkuperä. Pro gradu -tutkielma. Helsingin yliopisto. 81 s.

Marmo, J. 1986. Sariolian stratigraphy in the Koli–Kaltimo area, North Karelia, eastern Finland. Julkaisus-sa: Sokolov, V. A. & Heiskanen, K. I. (toim.) Early Proterozoic of the Baltic Shield. Proceedings of the Finnish–Soviet Symposium held in Petrozavodsk 19th-27th August, 1985. Petrozavodsk: Karel'skij filial AN SSSR, 149-190.

Marmo, J. 1988a. Kaltimon–Nunnanlahden alueen jatuli- ja sariolasedimenttien sedimenttipetrologiset tut-

114


kimukset ja kyseisten muodostumien potentiaali placer-tyyppisten kultaesiintymien suhteen. Geologian tutkimuskeskus, arkistoraportti M19/4313/-88/2/10. 61 s.

Marmo, J. 1988b. Sinkki-, kupari- ja kultatutkimukset Lieksan Hattusaarenkylän Rintasenvaarassa vuosina 1986–1987. Geologian tutkimuskeskus, arkistoraportti M19/4313/-88/1/10. 12 s.

Marmo, J.S. 1992. The Lower Proterozoic Hokkalampi paleosol in North Karelia, eastern Finland. Julkaisus-sa: Schidlowski, M. et al. (toim.) Early organic evolution: implications for mineral and energy resources. Berlin: Springer-Verlag, 41-66.

Marmo, J., Kohonen, J., Sarapää, o. & äikäs, o. 1988. Sedimentology and stratigraphy of the lower Pro-terozoic Sariola and Jatuli Groups in the Koli-Kaltimo area, eastern Finland. Geol. Surv. Finland, Spec. Paper 5, 11–28.

nykänen, o. 1968. Kallioperäkartan selitys, Tohmajärvi. Summary: Explanation to the map of rocks. Suomen geologinen kartta – Geological map of Finland 1 : 100 000, lehdet – sheets 4232–4234. 66 s.

nykänen, o. 1971. Kallioperäkartan selitys, Kiihtelysvaara. Summary: Explanation to the map of rocks. Suomen geologinen kartta – Geological map of Finland 1 : 100 000, lehti – sheet 4241. 68 s.

Park, A. F. & Bowes, D. R. 1983. Basement – cover relationship during polyphase deformation in the Sve-cokarelides of the Kaavi district, eastern Finland. Trans. R. Soc. Edinburgh, Earth Sci. 74, 95–118.

Pašek, J. 1971. Report about the research in Precambrian sedimentary rocks on the Karelides in the Koli area, Eastern Finland. Outokumpu Oy, Malminetsintä. Arkistoraportti.

Pekkala, y. 1982. Kyaniitin esiintyminen Suomen kallioperässä. Julkaisussa: Laajoki, K., Paakkola, J. & Tuisku, P. (toim.). Suomen kallioperän ja malmien metamorfoosi ja deformaatio. Res Terrae Ser. B 5, 179–193.

Pekkarinen, l. J. 1979. The Karelian formations and their depositional basement in the Kiihtelysvaara–Värt-silä area, East Finland. Geol. Surv. Finland, Bull. 301. 141 s.

Pekkarinen, l. J., Kohonen, J., Vuollo, J. & äikäs, o. 2004. Koli. Suomen geologinen kartta – Geological map of Finland 1 : 100 000. Kallioperäkartta – Pre-Quaternary rocks, lehti – sheet 4313.

Pekkarinen, l. J. & lukkarinen, H. 1991. Paleoproterozoic volcanism in the Kiihtelysvaara–Tohmajärvi district, eastern Finland. Geol. Surv. Finland, Bull. 357. 30 s.

Pelkonen, K. 1966. Piirteitä Pohjois-Karjalan liuskealueen geologiasta Kontiolahden ja Polvijärven pitäjissä. Pro gradu -tutkielma. Helsingin yliopisto. 83 s.

Pettijohn, F. J. 1975. Sedimentary rocks. New York: Harper & Row. 628 s.Piirainen, t. 1963. Kolin jakson uraanimalmeista tunnettujen uraaniesiintymien valossa. Lisensiaatintyö.

Helsingin yliopisto. 138 s.Piirainen, t. 1968. Die Petrologie und Uranlagerstätten des Koli–Kaltimogebiets in finnischen Nordkarelien.

Bull. Comm. géol. Finlande 237. 99 s.Piirainen, t. 1969. Initialer Magmatismus und seine Erzbildung in der Beleuchtung des Koli–Kaltimogebiets.

Bull. Geol. Soc. Finland 41, 21–45.Piirainen, t., Honkamo, M. & Rossi, S. 1974. A preliminary report on Koli area. Bull. Geol. Soc. Finland

46, 161–166.Piirainen, t., Kohonen, J. J., tuukki, P. A. & Vuollo, J. i. 1989. Alustava arvio Nunnanlahden ja Ahmolam-

men kultapotentiaalista. Oulun yliopisto. Pohjois-Karjalan malmiprojekti, raportti 22. 10 s.Piirainen, t. & Vuollo, J. (toim.) 1991. Arkeeinen ja proterotsooinen geologinen evoluutio ja malminmuo-

dostus: Pohjois-Karjalan malmiprojektin loppuraportti. Oulun yliopisto. Pohjois-Karjalan malmiprojekti, raportti 31. 143 s.

Rossi, S. 1975. Ipatin–Hattusaaren kylän alueen kallioperä Pohjois-Karjalan liuskealueen koillisosassa. Pro gradu -tutkielma. Oulun yliopisto. 141 s.

Räisänen, e. 1978. Uraanitutkimuksista Kolilla ja Juuassa 1977. Geologian tutkimuskeskus, arkistoraportti M 60/4313/78/1. 3 s.

Rönty, H. 2002. Kajaanin–Joensuun seudun geomorfologia. Lisensiaatintutkimus. Helsingin yliopisto, Maan-tieteen laitos. 160 s.

Saastamoinen, J. 1961. Syväkairaus, Koli/ Myllykorpi – 12.4.1961. Outokumpu Oy, Malminetsintä. Arkis-toraportti 030/4313/JYS/61. 6 s.

Saastamoinen, J. 1972. Nunnanlahden tutkimukset vuonna 1970–1971. Outokumpu Oy, Malminetsintä. Arkistoraportti 001/4313/JYS/72.

Saastamoinen, J. 1975. Selostus valtausalueilla ”Timovaara”, ”Lipaslampi” ja ”Kukkapuro 1–3” suorite-tuista tutkimuksista (osa Miihkalin kaaren tutkimuksia). Outokumpu Oy, Malminetsintä. Arkistoraportti 080/4313 01/JYS/75.

Sarikkola, R. 1973. Kolin kylällä 1969–1970 tehdyt U-tutkimukset. Outokumpu Oy, Malminetsintä. Arkis-toraportti 050/4313/RSA/72.

Simonen, A. 1980. The Precambrian in Finland. Geol. Surv. Finland, Bull. 304. 58 s.

115


Stacey, J. S. & Kramers, J. D. 1975. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth Planet. Sci. Letters 26, 207-221.

tulenheimo, t. 1999. Kuhmon Kellojärven kerroksellinen ultramafiittinen muodostuma. Pro gradu -tutkielma, Turun yliopisto. 199 s.

tuukki, P. 1991. Pohjois-Karjalan arkeeiset liuskevyöhykkeet. Julkaisussa: Piirainen, T. & Vuollo, J. (toim.) Arkeeinen ja proterotsooinen geologinen evoluutio ja malminmuodostus: Pohjois-Karjalan malmiprojektin loppuraportti. Oulun yliopisto. Pohjois-Karjalan malmiprojekti, raportti 31, 13–62.

tyni, M. 1960. Paukkajanvaaran uraanikaivosalueen kivilajeista. Pro gradu -tutkielma, Helsingin yliopisto. 51 s.

uusikartano, A. 1988. Kunnansuon uraanimineralisaatio Enon Paukkajavaarassa. Oulun yliopisto. Pohjois-Karjalan malmiprojekti, raportti 18. 60 s.

Vaasjoki, M., Sorjonen-Ward, P. & lavikainen, S. 1993. U–Pb age determinations and sulfide Pb–Pb characteristics from the late Archean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland. Geol. Surv. Finland, Spec. Paper 17, 103–131.

Vaasjoki, M., taipale, K. & tuokko, i. 1999. Radiometric ages and other isotopic data bearing on the evolution of Archean crust and ores in the Kuhmo-Suomussalmi area, eastern Finland. Bull. Geol. Soc. Finland 7, 155–176.

Vuollo, J. i. 1988. Kolin kerrosjuonen petrologia – Kaunisniemen profiili. Oulun yliopisto. Pohjois-Karjalan malmiprojekti, raportti 16. 122 s.

Vuollo, J. 1994. Palaeoproterozoic basic igneous events in the Eastern Fennoscandian Shield between 2.45 Ga and 1.97 Ga, studied by means of mafic dyke swarms and ophiolites in Finland. Acta Univ. Oul. A 250. 47 s.

Vuollo, J. & Huhma, H. 2005. Paleoproterozoic mafic dikes in NE Finland. Julkaisussa: Lehtinen, M., Nurmi, P. A.& Rämö, O. T. (toim.) Precambrian geology of Finland – key to the evolution of the Fennoscandian Shield. Amsterdam: Elsevier, 195–236.

Vuollo, J. i. & Piirainen, t. A. 1989. The Koli layered sill and related PGE in North Karelia, eastern Finland. Geologian tutkimuskeskus, Opas 29, 239-256.

Vuollo, J. & Piirainen, t. 1990. Outokumpu-kompleksin serpentiniittien alkuperä. Oulun yliopisto. Pohjois-Karjalan malmiprojekti, raportti 24. 29 s.

Vuollo, J. & Piirainen, t. 1992. The 2.2 Ga old Koli sill: the low-Al tholeiitic (karjalitic) magma type and its differentiation in northern Karelia, eastern Finland. Geol. För. Stocholm Förhandl. 114, 131–142.

Vuollo, J., Piirainen, t. & Huhma, H. 1992. Two Early Proterozoic tholeiitic diabase dyke swarms in the Koli–Kaltimo area, eastern Finland. Geol. Surv. Finland. Bull. 363. 32 s.

Väyrynen, H. 1933. Über die Stratigraphie der karelischen Formationen. Bull. Comm. géol. Finlande 101, 54–78.

Väyrynen, H. 1939. On the geology and tectonics of the Outokumpu ore field and region. Bull. Comm. géol. Finlande 124. 91 s.

Väyrynen, H. 1954. Suomen kallioperä. Helsinki: Otava, 260 s.Ward, P. 1987. Early Proterozoic deposition and deformation at the Karelian craton margin in southeastern

Finland. Precambrian Res. 35, 71–93.Ward, P. 1988. Early Proterozoic Kalevian lithofacies and their interpretation in the Hammaslahti–Rääkkylä

area, eastern Finland. Geol. Surv. Finland, Spec. Paper 5, 29–48.Ward, P. & Kohonen, J. 1989. Structural provinces and style in the Proterozoic of North Karelia: preliminary

correlations and discussion. Geol. Surv. Finland, Spec. Paper 10, 23–29.Wetherill, G., Kouvo, o., tilton, G. & Gast, P. 1962. Age measurements of rocks from the Finnish Pre-

cambrian. J. Geol. 70, 74–88.äikäs, o. 1989. Ipatin uraaniesiintymän tutkimukset Kolilla 1983–1984. Geologian tutkimuskeskus, arkis-

toraportti M19/4313/-89/1/ 60. 18 p.äikäs, o. & Sarikkola, R. 1987. Uranium in lower Proterozoic conglomerates of the Koli area, eastern

Finland. IAEA TecDoc 427, 189–234.äyräs, M. 1966. Juuan Kajoon kylän kallioperä ja rakenne. Pro gradu -tutkielma. Turun yliopisto.

116


Kuvassa kallioperäkartan ja selityksen tekijät. In the picture the authors of the map and the explanation.Valokuva – Photo: J. Paavola 2003.

1. Lauri J. Pekkarinen, 2. Jarmo Kohonen, 3. Jouni Vuollo ja 4. Olli Äikäs.

1

2

3

4

lauri j. pekkarinen, jarmo kohonen, jouni vuollo ja olli...

Documents