WOMEN GEOLOGINEN KARTTA 1 : 100 000GEOLOGICAL MAP OF FINLAND 1 : 100 000

KALLIOPERAKARTTOJEN SELITYKSET

LEHTI 1034EXPLANATION TO THE MAPS OFPRE-QUATERNARY ROCKS

SHEET 1034

Nils Edelman

Nauvon (Nagu) kartta-alueen kallioperaBerggrunden room Nagu (Nauvo) kartblad

Summary : Pre-Quaternary rocks of the Nauvo (Nagu)map-sheet area

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUSGEOLOGISKA FORSKNINGSCENTRALENGEOLOGICAL SURVEY OF FINLAND

ESPOO 1985ESBO

SUOMEN GEOLOGINEN KARTTA -- GEOLOGICAL MAP OF FINLAND1 : 100 000

Kallioperakarttojen selitykset, Lehti 1034Explanation to the maps of Pre-Quaternary rocks, Sheet 1034

Nils Edelman

NAUVON (NAGU) KARTTA-ALUEEN KALLIOPERABERGGRUNDEN INOM NAGU (NAUVO) KARTBLAD

Summary: Pre-Quaternary rocks of the Nauvo (Nagu)map-sheet area

Geologian tutkimuskeskus - Geologiska forskningscentralenGeological Survey of Finland

Espoo - Esbo 1985

Edelman, Nils, 1985 . Nauvon (Nagu) karttalehden kalliopera - Berggrundeninom Nagu (Nauvo) kartblad. Summary: Pre-Quarternary rocks of Nauvo (Nagu)map-sheet area . Suomen geologinen kartta 1 :100 000, Kallioperdkarttojen selityk-set, 1034 Nauvo (Nagu) . 47 pages and 24 figures .

The mapped area is in the archipelago of southwestern Finland and consists ofmetamorphic and magmatic rocks formed during the Svecokarelidic orogeny . Thearea is dividend by a gneiss zone striking east in two parts . The northern part ischarracterized by asmphibolite-gneiss zones or synclines stricking almost east withgranitic zones or anticlines between . In the southern part granite cupolas elongatedalmost in southerly direction separated by compressed gneiss synclines dominatethe structure .

The stratigraphy in the supracrustal series begins with quartz-feldspar gneisses,primary arentic sediments in shallow water, with possible intercalations of acidvolcanic layers . Upwards it is followed by an amphibolite formation with locallywell identifiable volcanic structures . The lowermost part of this consists in someparts of banded gabbros . It is accompanied by rather thick limestones, former reefsalong the shores of the volcanic islands . The youngest formation is a mica gneisswith some ultramafic lenses in its undermost part . The mica gneisses aremetamorphosed graywackes or clays .

Besides the above mentioned gabbros and ultramafites, which are connectedwith the volcanic formation, the infracrustal rocks form two groups : the synoroge-nic gabbro-granodiorites forming lenses and the migmatic granites, which in thesouthern part of the area have risen as cupolas, whereas they in the northern partoften exhibit the old structures of the gneisses rather undisturbed by latermovements . Five postorogenic diabase dykes have been found .

The rocks have been formed or metamorphosed in general in amphibolite faciesbut locally in granulite facies in the northern part of the area .

The southern part of the area consists of large sea areas with small groups ofislands of islets unlike the northern part where the sea forms only narrow straitsbetween large islands . This depends on a large graben a part of which reaches thisarea .

Finnish text with figure captions and summary in Swedish and English .

Key words: Areal geology, explanatory text, Precambrian, Nauvo, Nagu,Finland .

Nils EdelmanGeologisk-mineralogiska institutionenAbo AkademiSF-20500 lobo, Finland

ISBN 951-690-207-3

Helsinki 1 984 . Valtion painatuskeskus

SISALLYS - INNEHALL - CONTENTS

Johdanto 5Kallioperan paapiirteet 6Kivilajit 7

Pintasyntyiset kivilajit 7Kvartsi-maasaipagneissit 7Kiillegneissit 9Amfiboliitit 11Amfiboliitteihin liittyvat gabrot 14Granvikin muodostuma 16Kalkkikivet ja karret 16

Syvakivilajit 17Ultraemaksiset kivilajit 17Gabro-granodioriittisarja 18Tummat juonet 19Mikrokliinigraniitit ja migmatiitit 21Postorogeeniset diabaasit 26

Metamorfoosi 26Tektoniikka 30

Poimutektoniikka 30Murrostektoniikka 32

Kallioperan ikasuhteetja kehitys 34Malmit ja hyodylliset kaivannaiset 35

Berggrunden inom Nagu (Nauvo) kartblad 36Inledning 36Huvuddragen av berggrunden 36Bergarter 37

Suprakrustalbergarter 37Gnejser 37Amfiboliter och associerade bergarter 38Kalkstenar och skarn 38

Djup bergarter 39Gabbro-granodioritserien 39Morka gingar 39Mikroklingraniter och migmatiter 39Postorogena diabasgangar 40

1 408401550J

Metamorfos 40

Tektonik 40

Vecktektonik 40Brottektonik 41

Berggrundens aldersforhallanden och utveckling 41Malmer och nyttiga mineral 41

Summary: Pre-Quaternary rocks of the Nauvo (Nagu) map-sheet area42

Introduction 42

Outline of geology 42

Supracrustal rocks 43Infracrustal rocks 44

Postorogenic diabases 44

Metamorphism 44

Structures 45

Folding 45

Faulting 45Age relations and geological evolution 45

Viitteet - Referenser - References 47

JOHDANTO

Nauvon(Nagun) kartta-aluetta kartoitettiin ensimmaisen kerran geologisesti 1884-86, mittakaavassa 1 : 200 000 . Kartoituksen selitys ilmestyi Mobergin kirjoittamana1887 ruotsiksi ja 1890 suomeksi . Tamdn jalkeen alueelta on julkaistu useita geologisiatutkimuksia: Eskola (1914), Pehrman (1927, 1931, 1932, 1945), Hausen (1944),Edelman (1949, 1960, 1972, 1973, 1982) sekd Edelman ja Jaanus Jdrkkala (1983) .Lauren (1973) on tehnyt gravimetrisen tutkimuksen Nauvon amfiboliittisynklinaalistaja Birger Andersson (1951) pro-gradu tutkielman Lillandetista (Lill-Nagu) . Nauvonkartta-alue on osa Turun kivilajikartan (1 : 100 000) alueesta (Harme 1958, 1960) .

Nauvon kartta-alueen eri osat on kartoitettu 1 : 100 000- mittakaavaista kalliopera-karttaa varten eri aikoina, ensimmaiseksi itaosa 1944-47 . Tor Stolpe kartoitti Nauvonalueen vuonna 1950 . Loput Nauvon kartta-alueesta kartoitettiin 1950-53 . Nauvongraniittia on tutkittu 1965-66 . Tarkistuksia on tehty 1964 ja 1983 . Mirja Jaanus Jark-kala, Anne Toivonen ja Alf Lindroos ovat tutkineet Nauvon amfiboliittisynkliinia1976-83, ensiksi taman kirjoittajan ja myohemmin Carl Ehlersin johdolla, Geologiantutkimuskeskuksen lisdksi ovat Luonnontieteellinen toimikunta, K .H.Renlunds stiftel-se for Finlands praktisk-geologiska undersokning ja Nordenskiold-samfundet rahoitta-neet osia naistd tutkimuksista .

Koordinaatit on annettu vain f 250 metrin tarkkuudella, koska kartoitus tehtiinmerikorteilla, joissa on toisenlainen koordinaatisto kuin topografi- ja peruskartoilla .

Vuonna 1973 ilmestyneen kallioperakartan on piirtanyt puhtaaksi Elsa Jarvimaki .Kasikirjoituksen ovat tarkastaneet ennakkoon Kauko Merilainen ja Fredrik Pipping .Suomenkielen tarkastuksen on tehnyt Toini Rahtu, ruotsinkielen Carola Eklundh jaenglanninkielen Paul Sjoblom .

Esitan kaikille tyohon osallistuneille ja siina avustaneille parhaimmat kiitokseni .

6

KALLIOPERAN PAAPIIRTEET

Nauvon kartta-alue kuuluu svekofennialaiseen vyohykkeeseen . Sen kivilajeista onosa kiteytynyt uudelleen osa syntynyt syvalla maankuoressa noin 1900-1800 miljoo-naa vuotta sitten svekokarjalaisen vuorenpoimutuksen yhteydessa . Uudelleen kiteyty-neet kivilajit ovat suurimmaksi osaksi pintasyntyisia . Myos poimutuksen yhteydessasyntyneet syvakivilajit ovat metamorfoituneita . Ainoastaan muutamat diabaasijuonetovat tunkeutuneet maankuoreen sen poimutuksen jalkeen .

Vanhimmat kivilajit ovat pintasyntyisia : sedimenttisia tai vulkaanisia . Niidenkerrosjarjestys on selvimpana Lillandetin (06) synkliinissa . Alin muodostuma koostuukvartsimaasalpagneisseista (leptiiteista) . Niiden paalla on vulkaanisia intermediaarisiatai emaksisia amfiboliitteja, joissa on subvulkaanisia gabroja . Amfiboliittien paalla taiylaosissa oval suurimmat kalkkikivikerrokset ja ylimpana usein granaatti- ja kordieriit-tipitoisia kiillegneisseja . Kvartsimaasalpagneissit ovat alkuperaltaan paaasiallisestihietamaisia sedimentteja, joiden seassa on ollut jonkin verran happamia vulkaniittejaseka pienia kalkkikivikerroksia, kun taas kiillegneissit ovat olleet savimaisia taigrauvakkamaisia kerrostumia . Naista gneisseista on valimuotoja . Kalkkikivet ovatluultavasti olleet alun perin riuttoja .

Poimutuksen yhteydessa tunkeutui pintasyntyisten kivilajien valiin magmoja, jotkamuodostivat kivilajeja, ultraemaksisista granodioriittisiin . Tahan sarjaan kuuluvatgabrot eroavat subvulkaanisista gabroista rakenteeltaan ja koostumukseltaan .

Paikoin on amfrboliittisia juonia, jotka ovat nuorempia kuin kaikki edella mainitutkivilajit . Mikrokliinigraniitit ovat metamorfoineet naita juonia ja oval siis niitanuorempia. Graniitit ja migmatiitit - seoskivilajit - peittavat yli puolet kartta-alu-eesta . Tarkein naista seoskivilajeista on suonigneissi, jossa graniittiset suonet jagneissikerrokset vuorottelevat eri suhteissa siten, etta paikoin gneississa on vainyksinaisia graniittisuonia, paikkoin taas graniitti on melkein puhdasta ja gneissianakyy vain harvoina, vaalentuneina luiroina . Jos vanhempi kivilaji on ollut hauras jahomogeeninen, esimerkiksi granodioriitti, se on murtunut poimuuntuessaan murska-leiksi, jotka "uivat'' nyt graniitissa . Alueen pohjoisosassa graniitit sisaltavat usein isojamikrokliini- tai granaattirakeita . Nauvon (03) luoteisosassa graniitti on raitaista, kuntaas etelaosan graniitit ovat tavallisesti tasarakeisia ja nebuliittisia seka sisaltavathaalenneita jaannoksia vanhemmista kivilajeista .

Alueen kallioperan jakaa kahtia ltd-lansi-suuntainen gneissivyohyke . Se onKiskon-Kemion leptiittivyohykkeen lantinen jatke, ja siita lahtee haaroja etelaan taikaakkoon graniittikupolien valiin . Kartta-alueen etelapuoliskon rakennetta hallitsevatgraniittikupolit, joiden pituussuunta on pohjoinen-etela . Lansiosan kupolit ovatitaan pain kuperia kaaria, siten, etta lantiset sivut ovat huomattavasti jyrkemmat kuinitaiset. Kartta-alueen pohjoispuoliskossa ita-lansisuuntaiset kivilajivyohykkeet ovalrakenteellisesti vallitsevia.

Parhaiten naista kivilajivyohykkeista on sailynyt Nauvon ja Lillandetin saarten(03,06) amfiboliiteista ja gneisseista koostunut synkliini . Se on graniittia, joka on

irtonaiset maalajit

silokalliot ja rakolaaksot

hautalaskeumat

subkambrinen peneplaanidiabaasijuonet

mikrokliinigraniitit

amfiboliittijuonet

gabro - granodioriittisarja

kiillegneissit

amfiboliitit, gabrot, kalkkikivet

kvartsimaasalpagneissit

KIVILAJIT

Pintasyntyiset kivilajit

Kvartsimaasalpagneissit

Kartta-alueen lapi kulkee ita - lansi- suunnassa kvartsimaasalpagneissien (leptiit-

tien) vyohyke . Leptiitti-nimitys ei ole hyva, koska se edellyttaa vulkaanista alkuperaa

ja koska nama gneissit vaikuttavat paaasiassa sedimenttisilta . Tata termia on kuitenkin

kaytetty usein ja aikaisemmin yksinomaan. Kvartsimaasalpagneissivyohykkeesta lahteekolmesta paikasta haarakkeita, kohden etelaa tai kaakkoa graniittikupolien valiin .

Pienia linsseja kvartsimaasalpagneissia esiintyy muuallakin kartta-alueella . Valikerrok-

sina niissa on amfiboliittia, kalkkikivea, granaattikiillegneissia ym . (kuva 1) .

Kvartsimaasalpagneissit ovat harmaita tai punertavia ja saannollisesti raitaisia .

Liuskeisuus on usein epaselvaa, koska kiilletta on niukasti . Yleensa se on raitaisuuden

suunnassa, mutta poimuissa tavataan usein akselitasoliuskeisuuttakin . Gneissien

raitaisuus on tulkittu kerroksellisuudeksi . Parhaiten sailyneissa gneisseissa nakyy jopa

7

lansiosassaan selvasti raitainen ja muistuttaa graniittiutunutta gneissia . Itaan pain

raitaisuus haviaa ja graniitti muistuttaa kartta-alueen koilliskulmalle (12) ulottuvaa

Pernion graniittia .

Alueen tarkeimmat malmit ovat Atun lyijymalmi, joka sijaitsee amfiboliittivyohyk-keen karressa, ja Atun titaanirautamalmi, joka sijaitsee subvulkaanisessa gabrossa (12) .

Svekokarjalaisen vuorenpoimutuksen jalkeen eroosio on tasoittanut alueen ennenkambrikautta ja muodostanut subkambrisen peneplaanin, jonka vol viela kuvitella

makien ja kukkuloiden huippujen tasosta . Alueen topografian pienmuodot, kuten

saaret, niemet, lahdet ja salmet johtuvat kivilajivyohykkeista ja vanhasta poimutustek-

toniikasta. Melko nuori siirrostektoniikka on taas aiheuttanut Gullkronan (08,11) jaPeimarin (12) selkien hautalaskeumat seka yleista kulkusuuntaa leikkaavat salmet .

Kallioperan ikasuhteet voidaan esittaa selvimmin seuraavasti :

kerrostuminen

jaakautinen eroosio

tertiaariset (?) siirrokset

rapautuminen ja eroosio

postorogeeninen intruusiograniittiutuminen

intrudoituminen

poimutus, metamorfoosi,

kerrostuminen syvaan mereen

tulivuorten toiminta, riutat

kerrostuminen matalaan mereen

8

Kuva 1 . Amfiboliittisia valikerroksia kvartsimaasalpagneissi ,, a .Fig . 1 . Kvartsfaltspatgnejs med amfibolitiska mellanlager

Fig . 1, Quartz feldspar gneiss with amphibolitic intercalations .Furuskar, Parainen - Pargas, 08 B, x = 6665,0, y = 560,5 .

Kuva 2 . Kerrallinen gneissi,joka

metamorfoosissa

voimuuttua raitaiseksi gneissiksi(kuva 3) . Alkuperaltaan se on

lahinna subgrauvakkaa .Fig . 2 . Varvig gnejs som vidmetamorfosen kan bli en ban-dad gnejs (Fig . 3) . Till sittursprung ar den narmast en

subgravacka .Fig . 2 . Varved gneiss thatthrough metamorphosis canci nge to a banded gneiss(Fig . 3 .) . Originally a subgray-

wacke .Haraholm, Nauvo - Nagu,09 A,x = 6673,5,y = 564 .5 .

kerrallisuutta, esimerkiksi Haraholmilla (09 A) Sandosta itkan (kuva 2) . Tassatapauksessa kerroksissa on vaaleampi ja karkeampi alaosa ja tummempi, kiilteikkaam-pi ylaosa . Metamorfoosissa tasty tyypista on syntynyt gneissi, jossa vaha- ja runsaskiil-teiset raidat vuorottelevat . Tama muunnos on kvartsimaasalpagneissien ja kiillegneis-sien valimuoto (kuva 3) . Kartoitettaessa tama raitainen gneissi on yhdistetty jokokvartsimaasalpagneissien tai kiillegneissien kanssa . Sarvivalkepitoiset kvartsimaasalpa-gneissit ovat kvartsimaasalpagneissien ja amfiboliittien valimuotoja . Myos murskalepi-toisia kvartsimaasalpagneisseja on loydetty .

Kvartsimaasalpagneissit ovat metamorfoosiasteesta johtuen joko hieno- tai keskira-keisia. Usein ne ovat lisaksi suonigneissimaisia ja siksi migmatiittigraniittien jakvartsimaasalpagneissien valimuotoja . Vahakiilteiset gneissit sisaltavat pakmineraaleinamaasalpia, kvartsia ja biotiittia . Plagioklaasia on usein enemmkn kuin mikrokliinia,mutta hyvin runsasmikrokliinisiakin gneisseja on loydetty . Erilaiset muunnokset voivatlisaksi sisaltaa granaattia, sarvivalketta, hypersteenia, kordieriittia, sillimaniittia jamuskoviittia . Aksessoreina on malmimineraaleja, apatiittia ja zirkonia . Muuttumistu-loksina on serisiittia, kloriittia ja epidoottia . Tammon (12 A) pohjoisrannalla on kaksipienta paljastumaa kvartsiittia, jossa on apatiittiraitoja . Tama kvartsiitti liittyykvartsimaasalpkgneisseihin .

Mikroskooppinen rakenne on granoblastinen . Granaatti ja kordieriitti muodostavattavallisesti pienia porfyroblasteja . Muskoviitti ja kloriitti ovat paikoin kerakntyneetisoiksi kasaumiksi . Joskus on tavattu omamuotoisia plagioklaasihajarakeita hienorakei-sessa perusmassassa .

Kerralliset gneissit ja linden muuttumistulokset - raitaiset gneissit ovatalkuperaltakn grauvakkamaisia sedimentteja . Porfyyrinen plagioklaasigneissi vaikuttaavulkaaniselta . Useiden kvartsimaasalpagneissien alkupera on epaselva, mutta koskavulkaaniset piirteet ovat melko harvinaisia, nama gneissit lienevat paaasiallisestivanhoja sedimentteja, joiden koostumus vaihtelee arkoosimaisesta hiedasta subgrau-vakkaan. Happamet vulkaaniitit ovat vain pieni osa alkuperaisesta materiaalista .

Kiillegneissit

Kiillegneissit ovat runsaskiilteisempia ja tummempia kuin kvartsimaasalpkgneissit(kuva 4) . Ne ovat tavallisesti raitaisia tai kerroksellisia ; usein niissa on vahakiilteisiavalikerroksia ja ne muistuttavat siren ylla kuvattuja raitaisia gneisseja . Kartoitettaessanaiden gneissimuunnosten erottelu on ollut vaikeaa, eika se ole ollut aina johdonmu-kaista . Esimerkiksi karttalehden lounaisosassa Ado flardenin (04) ymparilia oleva laajasininen vyohyke on ainakin osittain raitaista gneissia . Muina valikerroksina kiillegneis-si.ssa on amfiboliittia seka grafritti- ja sulfrdipitoisia gneisseja . Sen sijaan kalkkikivea jakarsikivea on loydetty kiillegneisseista vain aivan lahelta amfiboliitteja esimerkiksiNauvon (03,06) synkliinista ja Atun (12) pohjoisrannalta .

Koska kiillegneissit ovat alttiita metamorfoosille, ne ovat tavallisesti keskirakeisia jausein porfyroblastisia seka suonigneissimaisia . Suuren kiillepitoisuuden takia liuskei-

2 408401550J

9

10

Kuva 3 . Raitainen gneissi . Vuorottelevat vahakiilteiset ja runsaskiil-teiset kerrokset viittaavat alkuperaiseen kerrallisuuteen . Jaykat vaha-

kiilteiset kerrokset ovat taynna poikkirakoja .Fig . 3 . Bandad gnejs . Glimmerfattiga och glimmerrika lager alter-nerar och tyder pa en ursprunglig varvighet. De sproda glimmerfat-

tiga lagren ar fulla av trasprickor .Fig . 3 . Banded gneiss . Layers poor in mica alternate with layers richin mica, indicating a varvite . The brittle layers poor in mica are full

of cross joints .Knivskar, Nauvo - Nagu, 04 D, x = 6656,0, y = 554,5 .

suus on tavallisesti hyvin selva . Se on tavallisesti raitojen suuntaista, mutta voi

poimuissa leikatakin kerroksellisuutta .

Paamineraalit ovat maasdlvat, kvartsi ja biotiitti . Maasalvista plagioklaasi on ehka

tavallisempi kuin mikrokliini. Porfyroblasteina on usein granaattia, harvemmin

kordieriittia, sillimaniittia tai sarvivalketta . Myos hypersteenia on tavattu . Muskoviittiesiintyy harvoin isoina levying, mutta yleisesti muuttumistuloksena, serisiittina plagi-

oklaasissa . Muut sekundaarit mineraalit ovat kloriitti, piniitti ja harvoin epidootti .

Kuva 4 . Kiillegneissi ja siina budinoituneita apliittisia linsseja tai vyohykkeita .Fig . 4 . Glimmergnejs med boudinerade aplitiska linser eller zoner .

Fig . 4 . Mica gneiss with boudins of an aplitic rock .Berghamn, Nauvo - Nagu, 02 D, x = 6660,5, y = 544,0 .

Joskus loydetaan kellertavia, suureksi osaksi isotrooppisia rakeita, jotka ovat todennk-koisesti kordieriitin muuttumistuloksia . Tavallisia aksessoreja ovat zirkoni, apatiitti jamalmimineraalit .

Kiillegneissit ovat olleet alkuaan saveja tai grauvakkoja, jotka ovat kerrostuneetsyvan meren pohjalle kaukana mantereelta . Grafiitti- ja sulfidipitoiset gneissit ovatsyntyneet syvanteissa, missy vesi ei ole vaihtunut, joten orgaaninen materiaali ei olevoinut hapen puuttuessa hapettua loppuun saakka . Nama kerrokset ovat nyttavallisimmin ruosteisia .

AmfiboliititErilaiset amfiboliitit esiintyvkt usein pitkina vyohykkeina . Nauvon ja Lillandetin

saarilla (03,06) ne muodostavat 17 km pitkan soikean synkliinin . Naiden saartenetelapuolella on yli 30 m pitka amfboliittivyohyke, joka jatkuu Korppoon kartta-alu-eelle . Amfiboliittia tavataan myos valikerroksina gneisseista .

Amfiboliitit ovat pystyneet vastustamaan metamorfoosia paremmin, ja sen vuoksialkuperaiset rakenteetkin ovat sailyneet nlissd paremmin kuin gneisseissa . Niinpa ontavattu usein selvasti tunnistettavia tyynylaava-, agglomeraatti- ja porfyriittirakenteita(kuvat 5 )a 6) . Sen sijaan ultrametamorfoosiin viittaava suonirakenne on amfoboliiteis-sa harvinaisempi kuin gneisseissa . Raitaisuus on yleista, ja raidat ovat usein olleetalkuaan tuffikerroksia, laavapatjoja tai kerrosjuonia . Tektoniset liikunnot ovat mones-

11

1 2

Kuva 5 . Tyynylaavarakenne amfiboliitissa .Fig . 5 . Kuddlavastruktur i amfrbolit .

Fag . 5 . Pillow lava structure in ampbibolite .Ekholmarna, Parainen - Pargas, 09 D, x = 6675,0,

= 565,0 .

sa tapauksessa korostaneet raitaisuutta . Aivan erikoinen tyyppi on esimerkiksi, Atun(12) lansirannalla oleva diopsidiamfiboliitti (kuva 7) . Se on joko musta-vihrearaitainentai vihrea, jossa on mustia linssinmuotoisia taplia . Lillandetilla (06) on ultramaafisiakivilajeja, joissa on epaselvia vulkaanisia rakenteita (s . 17) .

Amfiboliittien paamineraalit ovat sarvivalke ja plagioklaasi . Niiden lisaksi on useinbiotiittia ja kvartsia, kun taas augiitti, hypersteeni, antofylliitti, kordieriitti, granaatti,epidootti ja kloriitti ovat harvinaisempia . Skapoliitti on paamineraalina amfiboliitissaPiparbyn (06 A) tienoilla Lillandetilla . Diopsidiamfiboliitissa diopsidi on eraanapaamineraalina ja titaniitti runsaana aksessorina . Uraliittiporfyriitissa Atun kaakkois-osassa hajarakeet ovat tavallisesti sarvivalkekuoressa olevaa auglittia. Plagioklaasiporfy-riitteja esiintyy Skogsholmen (11 B) etelapuolella olevalla saarella (Edelman 1949,Kuva 2) ja Haraholmilla (09 kuva 23) . Samansuuntaiset sarvivalkeneulaset taibiotiittisuomut antavat amfiboliiteille liuskeisen asun . Eraissa muunnoksissa liuskei-suus ei kuitenkaan ole silmiinpistavaa .

Vulkaaniset rakenteet osoittavat, etta amfiboliitit ovat olleet paaasiallisesti laavojatai tuffeja ja etta niiden koostumus on ollut basalttinen tai andesiittinen . Kvartsipitoi-set amfiboliitit ovat olleet ehka dasiitteja tai niihin on sekoittunut jonkin verransedimenttimateriaalia . Tyynylaavat viittaavat merenalaisiin purkauksiin, kun taasagglomeraatit osoittavat, etta tulivuoret ovat ulottuneet silloin jo merenpinnan

Kuva 6 . Poimuttunut amfiboliittinen kerrosjuoni kvartsiinaasalpagneississa . Tummia jaahtymiskontakte-ja amfiboliitis

Fig . 6 . En veckad amfibolitisk lagergang i kvartsfaltspatgnejs . Morka kylkontakter i amfiboliten .Fig . 6 . Folded amphiholitic sill in quartz feldspar gneiss . Dark chilled contacts in the amphibolite .

Korsholm, Kemio - Kimito, 12 C, x = 6673,0, y = 579,0 .

Kuva 7 . Diopsidiamfiboliitti .Fig . 7 . Diopsidamfibolit .

Fig . 7 Diopside amphibolite .Attu, Parainen -- Pargas, 12 A, x = 6675,0, v = 572,0 .

1 3

14

ylapuolelle . Graskarilla (05 B) Kirjaisista etelaan on gneisseissa parikymmenta metriclevea amfiboliittikerros, joka muuttuu koillislaidastaan siten etta ensin se on tyynylaa-vaa, Bitten tyynylaavabreksiaa sitten kompaktia amfiboliittia . Korsholmilla (12 C) onamfiboliittikerros, Jolla on molemmilla sivuillaan jaahtymiskontakti . Se on todenna-koisesti kerrosjuoni (kuva 6) . Diopsidiamfiboliittien alkupera on epaselvempi (kuva7) . Ne voivat olla metamorfoituneita tyynylaavoja, merkeleita tai sedimentin sekaisiatuffeja . Korkea titaanipitoisuus viittaa kuitenkin vulkaaniseen alkuperaan .

Amfiboliitteihin liittyvat gabrot

Nauvon karttalehden julkaisemisen jalkeen on Nauvon ja Lillandetin (03,06)synklinaali kartoitettu uudelleen (M . Jaanus Jarkkala, A . Toivonen )a A . Lindroostaman kirjoittajan ja C. Ehlersin johdolla) . Kartoittamisen yhteydessa on todettu, ettaLillandetin (06) amfrboliittimuodostuman alin osa on raitainen gabro, joka on ollutjoko tulivuoren magmakammio tai tulivuoren alinen kerrosjuoni . Tama osoittaa, ettaosa gabroista on syntynyt suoraan vulkaanisen toiminnan yhteydessa, osa taaspurkautunut paikoilleen poimutuksen aikana (s . 18) . Ilman uusia tutkimuksia onollut mahdotonta jakaa kaikkia alueen gabroja naihin ryhmiin, mutta niita voidaaneritella muutamien tuntomerkkien perusteella .

Vulkaaniset gabrot ovat usein raitaisia . Niiden mineraalikoostumus on useinvaihteleva (pyrokseeni- ja oliviinipitoisuus), niissa on runsaasti titaania ja niihin liittyjoskus titaanirautamalmeja. Lisaksi Ehlersin ryhma (suullinen tiedonanto) on toden-nut, etta naiden ja orogeenisten gabrojen harvinaisten maametallien pitoisuuksissa onselva ero . Orogeeniset gabrot ovat pilsteisia, yksitoikkoisia sarvivalkegabroja, jotkausein liittyvat dioriitteihin ja granodioriitteihin . Jatkotutkimuksissa voidaan luultavastiloytaa lisaa naiden ryhmien valisia eroja ja mahdollisesti jakaa niita viela useampiinryhmiin .

Lillandetin gabro muodostaa amfiboliittisynkliinin alaosan . Gabrossa vuorottelevatvaaleat runsasplagioklaasiset ja tummat runsassarvivalkkeiset raidat . Atun (12)etelapuolella oleva gabrovyohyke (Pehrman 1927, Edelman 1949, 1960) on koostu-mukseltaan vaihteleva . Sen paamineraalit - osittain eri muunnoksin - ovatsarvivalke, kummingtoniitti, hypersteeni, augiitti, oliviini, granaatti, biotiitti japlagioklaasi . Lisaksi on pienia maaria ilmeniittia, magnetiittia, pyriittia, apatiittia,zirkonia, serisiittia, kloriittia, kalsiittia ja sideriittia . Gabro on raitainen (kuva 8) jasiihen liittyy titaanirautamalmia . Taman gabron lantinen jatke Sorpossa (12 A) onvyohyke, jonka etelaisessa kontaktissa on useita horn blendiittilinsseja . Gabro vaihtuupohjoiseen pain dioriitin kautta granodioriitiksi (Edelman 1949, Kuva 4) . Atungabron itaosan pohjoispuolella, siis stratigraafisesti sen ylapuolella, on vulkaaninenuraliittiporfyriitti . Skinnarvikissa (12 E) karttalehden itarajalla on mineraalikoostu-mukseltaan hyvin vaihteleva gabro (Pehrman 1945) . Se kuulunee samaan ryhmaanAtun gabron kanssa. Atun pohjoisrannalla on amfiboliittyvyohykkeen alaosassa

Kuva 8 . Raitainen gabro, leikkaava amfiboliittijuoni ja sita nuorempi pegmatiitti .Fig . 8 . Bandad gabbro, skarande amfibolitgang och en annu yngre pegmatitgang .

Fig . 8 . Banded gabbro, cutting amphibolite dyke and a still younger pegmatite dykeVadviken, Attu, Parainen - Pargas, 12 A . x = 6673,0, y = 572,0 .

raitaista sarvivclkeliusketta, joka sisaltca pienen titaanirautamalmin ja on todennakoi-sesti liuskettunutta gabroa (Pehrman 1927) .

Nauvon ja Lillandetin pohjoispuolella olevissa saarissa on graniitissa useita gabro-osueita, )olden vahvuus vaihtelee puolesta metrista useaan kymmeneen metriin(Hausen 1944, Edelman 1972) . Ne ovat loiva-asentoisia, raitaisia ja ymparoivanraitaisen graniitin kanssa konkordantteja seka sisaltavat plagioklaasia, sarvivalketta,augiittia, hypersteenia, biotiittia ja joskus kvartsiakin . Ne ovat luultavasti olleetkerrosjuonia kvartsimaasalpagneississd, joka on myohemmin muuttunut graniitiksi .

Linusskarillc (04 B) noin 9 kilometric Kirjaisista etelaan on ehkd parikymmentcmetric levee gabro-dioriittivyohyke . Sen koilliskontakti on peitossa . Koillisosa ontummaa ja keskirakeista kivea. Se sisaltdd tummina mineraaleina sarvivclketta,kummingtoniittia ja biotiittia . Seuraavassa kerroksessa lounaaseen pain tama kivilajiesiintyy palloina tai murskaleina ruskeassa kvartsi- ja hypersteenipitoisessa valimassas-sa, josta sarvivalke puuttuu . Seuraava kerros on runsasmurskaleinen gneissi, jokasisaltcc granaattia ja metamiktisia muuttumistuloksia sillimaniittipitoisista kordieriitti-rakeista . Sita seuraa kvartsimaasalpagneissikerros. Todennakoisesti tassa on kyseessadioriittisen kerrosjuonen paikallinen rapautuma . Se on myohemmin painunut meren-pinnan alle ja sen pcclle on kerrostunut ensiksi rantasoraa ja sitten silttisedimenttia .

1 5

1 6

Granvikin muodostuma

Granvikilla (12 B) lkhella karttalehden pohjoisrajaa on omalaatuinen muodostuma(Edelman 1949 s . 13, 1960 s. 23--24), joka koostuu sarvivalke-pyrokseenikivesti,gabromaisista pyrokseeni-amfiboliiteista, pyrokseenipitoisista kvartsiiteista ja kvartsi-maasalpagneisseista . Alue rajoittuu lannessa graniittiin . Itakontakti on veden peitossa,mutta lkhin kivilaji tassakin suunnassa on graniitti .

Kaikki nama kivilajit ovat granoblastisia tai porfyroblastisia . Seka orto- ja klinopy-rokseeni esiintyvat porfyroblasteina, jotka ovat tavallisesti taynna sulkeumia . Sarvival-ke on saannollisesti ruskeaa . Eraassa paljastumassa on puhdasta sarvivalkekivea jasarvivalkekivea, johon on kasvanut porfyroblasteja, luultavasti hypersteenia . Toisissapaljastumissa on taas muuttunutta plagioklaasia sisaltavia gabromaisia muunnoksia ."Kvartsiitit'' koostuvat kvartsista ja pyrokseeneista . Pyrokseenit ja malmirakeetmuodostavat raitoja erakssa muunnoksessa, toisessa kvartsiitti sisaltaa runsasmagnesiu-misena mineraalina pkaasiallisesti kummingtoniittia . Kvartsista puuttuu melkeinkokonaan aaltoileva sammuminen, mika osoittaa, etta se on kiteytynyt poimutuksenjalkeen . Kvartsimaasalpagneissi on harvinaisen runsasmikrokliinista ja sen melkeinainoana maafisena mineraalina on hypersteenia .Taman muodostuman alkupera on epaselva . Kvartsi on kiteytynyt liikuntojen

jalkeen ja pyrokseenit viittaavat korkeaan lampotilaan . Luultavasti on kysymysmuodostumasta, joka on metamorfoitunut omalaatuisen metasomatoosin yhteydessa .

Kalkkikivet ja karret

Kalkkikivet ja karret muodostavat linsseja, joiden paksuus vaihtelee alle metristanoin 20 metriin. Kvartsimaasalpagneiseissk linssit ovat kapeita luiroja, mutta amfibo-liiteissa ja erikoisesti amfrboliittien ja kiillegneissien kontakteissa ne ovat huomattavas-ti paksumpia . Atun pohjoisrannalla (12 B, D) kalkkikivea on kiillegneississa muuta-man kymmenen metrin etaisyydella amfiboliitin kontaktista, mutta muualta sita ei olekiillegneisseistk tavattu .

Kalkkikiviesiintymat ovat tavallisesti epapuhtaita ja siskltavkt gneissi- ja karsivaliker-roksia tai silikaattirakeita ja -kyhmyja . Magnesiumpitoisuus vol haitata teollistakayttoa. Levekhkoja kalkkikivikerroksia on louhittu muinoin paikallisiin tarpeisiin .

Pkamineraalina on kalkkisalpk, mutta myos dolomiittia on loydetty . Karsimineraa-leina tavataan diopsidia, granaattia, humiittiryhman mineraaleista tai ehkk oliviinistasyntyneita serpent iinipseudomorfooseja vaaleata biotiitria, sarvivalketta, epidoottiaym .

Stora Klobbskarin (08 B) luoteiskarjessa on lanes 150 m pitka ja ainakin muutamiakymmenia metreja levea karsilinssi. Se koostuu granaatista, diopsidista seka vkhiisestamaarasta kvartsia . Kovana kappaleena se on vaikuttanut sivukiven poimutukseen .Lahin sivukivi on kvartsimaasalpagneissi, mutta sita ymparoi graniitti .

Kuva 9 . Rapautunut ultraemaksinen kivilaji, jossa on hienorakeisia murskaleita .Fig . 9 . Vittrad ultrabasisk bergart med finkornigare fragment .

Fig . 9. Weathered ultrabasic rock containing fine-grained fragments .Stortrask, Lillandet, Nauvo - Nagu, 03 D, x = 6673,5. y = 556,0 .

Kalkkikivikerrokset on tulkittu lahinna entisten kalkkiriuttojen muuttumistuloksik-

si. Tahan viittaa se, etta ne esiintyvat muinaisten tulivuorten laidoilla matalan veden

sedimenteissa seka se, etta ne puuttuvat syvan veden grauvakoista .

Syvakivilajit

Ultraemaksiset kivilajit

Ultraemaksiset kivilajit muodostavat epayhtenaisen ryhman, eika niita ole ollut

mahdollista jaotella tarkemmin karttalehtityon yhteydessa . Muutamia niista on jomainittu aikaisemmin (s . 12 ja 16) .

Monet ultraemaksiset kivet, jotka ovat pkaasiallisesti hornblendiitteja, esiintyvat

erkaumina gabroissa seka edella kuvatuissa subvulkaanisissa gabroissa (s . 12) jaorogeenisissa sarvivalkegabroissa . Karttalehden itarajalla Skinnarvikin (12 E) gabrossa(s . 18) on peridotiittia (Pehrman 1945). Hornblendiittisia linsseja tavataan myosdioriiteista ja granodioriiteista, jopa mikrokliinigraniiteista . Viimeksi mainituissatapauksissa on kysymys horn blendiiteista, jotka ovat saastyneet graniittiutumiselta .

Toiset ultraemaksiset linssit esiintyvat erillisina Nagun(Nauvon) ja Lillandetin

amfiboliittisynkliinissa (kuva 9) eivatka liity sits gabroihin . Naista linsseista on tavatturakenteita, jotka muistuttavat agglomeraatti- ja tyynylaavarakenteita ja siten viittaavatvulkaaniseen alkuperaan (s . 12) . Naissa kivilajeissa on usein ruskeita porfyroblasteja .

1 7

3 408401550J

18

Kuva 10 . Tummia sulkeumia granodioriitissa .Fig . 10 . Granodiorit med morka inneslutningar .

Fig . 10 . Granodiorite with dark inclusions .Lokholmen, Parainen - Pargas, 08 D, x = 6669,5, y = 566,5-

Horn blendiittien mineraalikoostumus on tavallisesti yksitoikkoinen, ja sarvivalke onainoa paamineraali. Aksessoreina on saannollisesti malmimineraaleja ja apatiittia .Muut ultraemaksiset kivilajit sisaltavat usein pyrokseenia tai oliviinia ja naidenmuuttumistuloksina kloriittia ja serpentiinia . Eraissa muunnoksissa olevat ruskeattaplat ovat yleensa hypersteeniporfyroblasteja, jotka ovat taynna sulkeumia .

Gabro-granodioriittisarja

Gabrot, dioriitit ja granodioriitit muodostavat sarjan, ja ne esiintyvat linsseina taivyohykkeina . Ne ovat saannollisesti pilsteisia tai liuskeisia ja sisaltavat usein linssimai-sia, tummia sulkeumia (kuva 10) . Tavallisesti ne ovat homogeenisia, mutta on tavattumyos levearaitaisia muunnoksia .

Sarjan kivilajien mineraalikoostumus on yksitoikkoinen . Sen toisen aarijasenen -gabron - paamineraalit ovat sarvivalke ja plagioklaasi, toisen - granodioriitin -plagioklaasi, mikrokliini, kvartsi ja biotiitti . Hypersteenia on loydetty mm . Tammosta(12 A). Muuttumistuloksista ovat serisiitti ja kloriitti tavallisia, epidootti harvinaisem-pi . Aksessoreina on tavattu apatiittia, malmimineraaleja, titaniittia ja zirkonia .Mikrorakenne on granoblastinen . Plagioklaasissa vol joskus nahda vyohykkeisyytta javiitteita omamuotoisuudesta . Kontaktit ovat tavallisesti kondordantteja, harvoin

Kuva 11 . Pyoristyne a amfiboliittisulkeumia granodioriitissa . Luultavasti kivilaji on synrynyt kahdestamagmasta, jotka eivat ole ehrineet sekoirtua keskenaan .

Fig . 11 . Rundade amfibolitinneslutningar i granodiorit . Troligen tva magmor som ej hunnit blandasmed varandra .

Fig . 11 . Rounded amphibolitic inclusions in granodiorite . Probably two magmas which have not hadtime to blend.

Hundholm, Dragsfjard, 10 A, x = 6651,5,

= 574,0 .

leikkaavia . Flisholmilla (12 C) harmaat granodioriittiset juonet leikkaavat gabroa, kun

taas graniittipegmatiitit leikkaavat naita juonia . Siella ikajarjestys gabro-granodioriitti-pegmatiitti on selva. Tummat granodioriiteissa olevat sulkeumat voivat olla murskalei-

ta emaksisista reunamuunnoksista, mutta mahdollisesti myos amfiboliiteista . Joskus

tavataan muitakin kivilajeja murskaleina granodioriiteissa . Gabro-granodioriitti sarjan

kivilajit ovat tunkeutuneet paikoilleen vuorenpoimutuksen yhteydessa ja ovat siis

huomattavasti nuorempia kuin ne gabrot, jotka liittyvat amfiboliitteihin (s . 14) . Erasgranodioriitti sisaltaa pyoristyneita amfiboliittisulkeumia ja on todennkkoisesti synty-

nyt kahdesta samanaikaisesta magmasta, jotka eivkt ole ehtineet sekoittua keskenaan

(kuva 11) . Vahaiset intrusiiviset piirteet osoittavat magmaattista syntya, mutta on

muistettava, etta kvartsimaasalpagneissit voivat muuttua granodioriitin nakoisiksi

myos metamorfoituessaan . Erikoisesti eraat raitaiset granodioriitit voivat olla alkupe-

raltaan vahvasti metamorfoituneita gneisseja (Edelman 1949, 1960) .

Tummat juonet

Kartta-alueella esiintyy erilaisia tummia juonia . Ne leikkaavat edella kuvattuja

kivilajeja, kun taas mikrokliinigraniitit leikkaavat tai graniittiuttavat niita (kuvat 8 ja

1 9

20

Kuva 12 . Amfiboliittijuoni granodioriitissa .Fig . 12 . Amfbolitgang i granodiorit .

Fig . 12 . Amphibolite dyke in granodiorite .Korsholm, Kemto - Kimito, 12 C, x = 6673,0, y = 579,0 .

12). Ialtaan ne ovat granodioriittien ja graniittien valilla . Tallainen juoni leikkaa Atun

(12) lansirannalla raitaisen gabron, kun taas pegmatiitti leikkaa sen (kuva 8) .Flatgrundetin (04 B) kaakkoissaarella on tummia juonia, jotka leikkaavat suoni-

gneissia, jatkuvat muutamia metreja ymparoivaan graniittiin seka muuttuvat sitten

jonoksi graniittiutuneita murskaleita (Edelman 1960, Fig . 28) . Luoteissaarella (04 B)

tallainen granaattipitoinen tumma juoni muistuttaa lahella saaren pohjoiskarkea

olevaa kvartsidioriittia . Sen vuoksi ei voida varmasti todeta, onko kyseessa juoni vai

ympyranmuotoinen intruusio . Se sisaltaa tummia vyohykkeita ja murskaleita muista

kivilajeista .

Tummat juonet ovat tavallisesti koostumukseltaan amfiboliittisia, mutta Flatgrun-

detin (04 B) juonet sisaltavat biotiittia ja plagioklaasia seka naita vahemman kvartsia ja

granaattia. [Flatgrundetin kvartsidioriitti sisaltaa sarvivilketta, biotiittia, plagioklaasia,

mikrokliinia ja kvartsia] . Rakenne on yleensa granoblastinen ja usein liuskeinen,

mutta Naverholmin (12 C) juonella on hienorakeinen )aahtymiskontakti, ja se sisaltaa

isoja serisiitiksi ja klinosoisiitiksi muuttuneita plagioklaasihajarakeita . Perusmassana

hajarakeiden ymparilla on juoksurakenne .Tummista juonista on erilaisia muunnoksia, ja niita voitaisiin varmasti ryhmitella-

kin. Alue ei kuitenkaan tarjoa mahdollisuuksia tallaiseen jaotteluun, koska juonia on

vahan .

Kuva 13 . Migmatiitti, graniitin ja gneissin seoskivilaji . Jaanteina amfiboliittikerroksia .Fig . 13 . Migmatit, blandbergart av granit och gnejser med amfibolitmellanlager .

Fig . 13 . Migmatite, a mixture of granite and older gneisses with amphibolitic intercalations .Saljskar, Nauvo - Nagu, 07 A, x = 6653,0, y = 563,0 .

Mikrokliinigraniitit ja migmatiititMelko puhtaat mikrokliinigraniitit peittavat noin puolet karttalehdesta . Alueen

etelapuoliskolla on isoja merenselkia, jotka on varjatty joko graniitin tai gneissinvareilla, koska niita ymparoivat karit ja saaret ovat naita kivilajeja . Kartta olisi varmast1huomattavasti vaihtelevampi, jos paljastumia olisi tiheammin . Graniitti on kuitenkinvallitseva kivilaji . Lisaksi esiintyy runsaasti migmatiitteja, graniitin ja muiden kivila-jien seoksia . Graniitit ovat nuorempia kuin kaikki muut kivilajit paitsi diabaasit, jotkaovat postorogeenisia . Lahes koko kartta-alueella, mutta ei jokaisella paljastumalla,nakyy graniitin vaikutus graniittisina suonina tai pegmatiitteina .

Graniittien mineraalikoostumus on melko yksitoikkoinen . Paamineraalit ovat mik-rokliini, kvartsi, plagioklaasi ja biotiitti . Granaatti on yleinen porfyroblasteina eraissamuunnoksissa, mikrokliini hyvin usein erikoisesti kartta-alueen pohjoisosassa . Sarvival-ke on porfyroblastina harvinaisempi . Tavallisia muuttumistuloksia ovat kloriitti,serisiitti, epidootti ja kalsiitti ; tavallisia aksessoreja apatiitti, zirkoni, titaniitti, grafiittija malmimineraalit . Pegmatiittisista suonista tavataan usein isoja sarvivalke- taipyrokseenirakeita (Edelman 1982) . Rakenne on granoblastinen tai porfyroblastinen .Myrmekiitti on yleista .

Koska graniitti ja muut kivilajit muodostavat monenlaisia seoksia - migmatiitteja(kuva 13) - , ovat myos graniitit hyvin vaihtelevia rakenteeltaan (kuvat 14-16) .

2 1

2 2

Kuva 14 . Graniitti . Vanha kivilaji on rakoillut ja rakoihin on syntynyt graniittijuonia . Myohemminmurskaleetkin ovat muuttuneet graniitiksi . Granaatti on kiteytynyt juoniin tai esnntyy vaalean kehan

ymparoimana murskaleissa .Fig . 14 . Granit . Den aldre bergarten hat spruckit och i sprickorna hat det bildats granitgangar . Senatehar aven fragmenten omvandlats till granit . Granat hat kristalliserat i gangarna eller forekommer

omgiven av Ijusa skal i fragmentenFig . 14. Granite . The older rock has fractured and granite dykes have formed in to the joints . Later, alsothe fragments have become transformed into granite . Garnet has crystallized in the joints or become

surrounded by light-coloured shells in the fragments .Attu, Parainen - Pargas, 12 A, x = 6675,0, y = 572,0 .

Tavallisesti graniitissa nakyy erilaisia, niita vanhempien kivilajien rakenteita, ja taysinhomogeeniset graniitit ovatkin harvinaisia . Graniitin ja gneissin valille on vaikea vetaaraj aa .

Graniittimuunnokset eroavat toisistaan rakenteeltaan . Rakeisuus vaihtelee keskira-keisesta karkearakeiseen ja tasarakeisesta porfyroblastiseen . Graniitissa suuntautumi-nen voi johtua kiteytymisen aikaisesta puristuksesta, mutta tavallisesti se on jaannosra-kenne vanhemmista kivilajeista . Tarkeimmat jaannosrakenteet ovat breksiamaisia,luiromaisia ja raiaisia (kuvat 14-16) .

Granodioriitit, jotka ovat hauraita kivilajeja, murtuvat poimutuksessa, jolloin kivibreksioituu . Rakoihin voi muodostua graniittisia juonia . Vahitellen kiven murskaleet-kin kiteytyvdt uudelleen muuttuen samalla yhta graniittisemmiksi . Min syntyy

graniitti, jossa on haamumaisia jaannoksia vanhoista murskaleista . Gneisseissa liuskei-suuspinnat avautuvat helposti ja niihin keraantyy graniittista ainesta, joka muodostaasuonia (kuva 13) . Kiillegneissit muutuuvat helpoimmin suonigneisseiksi, kun taaskvartsimaasalpagneissit, jotka eivat ole yhta liuskeisia kuin kiillegneissit, voivat

Kuva 15 . Nebuliittinen graniitti kartta-alueen etelaosasta .Fig . 15 . Nebulitgranit fran omradets sodra del .

Fig . 15 . Nebulitic granite from the southern part of the map area .Vasterlandet, Nauvo - Nagu, 05 C, x = 6662,0, y = 557,0 .

Kuva . 16 . Raitainen graniirti . Raitaisuus nakyy parhaiten rantapaljasturnilla .Fig . 16 . Banded granit . Bandningen syns bast pa strandklipporna .

Fig . 16. Banded granite . The banding is best visible on the shores.Storlandet, Nauvo - Nagu, 01 B, x = 6677,5,

= 541,5 .

2 3

24

muuttua graniiteiksi toisillakin tavoilla, esimerkiksi kiteytymalla uudelleen metaso-

maattisesti, jolloin vanha rakenne sailyy . Jan hiomalla pinnalla vanha rakenne on

hyvin nakyvissa, kun taas tuoreella pinnalla kivi nayttaa homogeeniselta . Lillandetilla

vol hyvin seurata tata ilmiota tie- ja rantapaljastumien kvartsimaasalpagneisseissa

Dalkarbyvikenin koillis- ja pohjoispuolella (06 B, C) amfiboliittisynkliinin etelasivulla .Tiepaljastumissa gneissin rakenne on hyvin sailynyt, kun taas rantapaljastumalla, joka

sijaitsee niista muutama sata metric lanteen, gneissirakenne nakyy vain hiotulla

pinnalla . Saman synkliinin hnsipaassa Nauvon luoteiskarjessa kvartsimaasalpagneissit

ovat muuttuneet graniitiksi, jossa vanha kerroksellisuus on viela selvasti nakyvissa(kuva 16, Edelman 1972) . Eri kerrokset ovat muuttuneet eri tavalla : on tasarakeisia,

granaattipitoisia )a karkeita kerroksia, jotka ovat taynna mikrokliiniporfyroblasteja ym .

Mikrokliinirakeet ovat suuntautuneet kerroksellisuuden mukaan ja joskus, kuten

Kaiplotissa (06 B), ne ovat kasvaneet poimuakselin suuntaan . Idempana mikrokliiniki-

teet ovat kasvaneet vanhemman poimutuksen akselitason suuntaan, ja ovat siren

pystyssa . Graniitti on siella melko karkeaa ja liuskeista ja sellaista se on amfiboliittisyn-

kliinin etelapuolellakin . Hausen (1944) on antanut sille nimen Mattnasin graniitti

(03) .Nauvosta itaan pain mentaessa graniitti on karkeaa ja liuskeista . Van .n (12)

tienoilla siina vuorottelevat granaattipitoiset ja granaatittomat kerrokset, viimeiset

merkit vanhasta rakenteesta (Edelman 1949, Fig . 8 PI II) . Mind karkeat graniitit

muistuttavat Pernion graniattia (Eskola 1914), iota on karttalehden koillisosassa .

Karttalehden etelaosan graniitit muodostavat kupoleja, joiden ympari ja valissa

muut kivilajit kiemurtelevat kapeina vyohykkeina . Mind graniitit ovat tavallisesti

tasarakeisia ja sisaltavat saannollisesti vanhempien kivilajien haamumaisia jaannoksia .

Ne ovat usein min haalistuneita, etta on vaikea paatella niiden alkuperaa . Etelaosan

graniitit ovat siis lahinna Hangon graniitin kaltaisia . ltd-lansi-suuntainen gneissivyo-

hyke muodostaa rajan sen pohjoispuolella olevien porfyyrigraniittien ja sen etelapuo-

lella olevien tasarakeisten nebuliittigranlittle n valille .Suonigneissien graniittisista tai pegmatiittisista suonista on koostumukseltaan ja

rakenteltaan erilaisia muunnoksia . Toiset ovat tasapaksuja, kerroksellisuutta tailiuskeisuutta noudattavia suonia, toiset taas linssimaisia tai muodoltaan epasaannolli-

sia (kuvat 17 )a 18) . Viimeksi mainittujen kontaktit ovat epatasaisia ja niista nakyy,

miten suoni on syovyttanyt itselleen tilaa sivukiveen (Edelman 1982) . Joissakin

pegmatiittilinsseissa sisaan jaaneet gneissilevyt kapenevat ja lopuksi jatkuvat biotiitti-

luiroriveina pegmatiitissa (Edelman 1982, kuva 17) . Naista pegmatiiteista tavataan

usein vedettomia mineraaleja, kuten granaattia ja klinopyrokseenia, vaikka ymparoiva

kivilaji sisaltaa vesipitoisia mineraaleja, kuten biotiittia ja sarvivalketta (Edelman

1982) . Tama osoittaa lampotilan olleen korkea pegmatiittien syntyessa .Eraissa pegmatiiteissa nakyy sivukiven akselitason suuntainen liuskeisuus (kuva 19) .

Tama akselitaso on syntynyt ensimmaiscssa poimutuksessa (Edelman 1949, 1960),joten pegmatiittikin on muodostunut jo siina vaiheessa . Vanha tulkinta, jonka

mukaan kaikki mikrokliinigraniitit olisivat syntyneet vain toisessa poimutusvaiheessa,on siten aivan liian yksinkertainen (Edelman & Jaanus Jarkkala 1983) .

Kuva 17 . Pegmatiittilinsseja gneississa . Gneississa on usein mustarestiittireuna pegmatiittia vasten . Paikoin erT t gneissikerrokset jatku-vat kapeina kielekkeina tai biotiittiraitoina pegmatiittiin . Kontaktitosoittavat, etta pegmatiitti on syovyttanyt itselleen tilaa gneissiin .

Fig . 17 . Pegmatitlinser i gnejs . Gnejsen har ofta svarta restitrander motpegmatiten och vissa gnejslager fortsatter som tunna skivor eller raderav biotitaggregat i pegmatiten . Kontakten visar att pegmatiten fratt sig

in 1 gnejsen .Fig . 17 . Lenses ofpegmatite in gneiss . There are black borders of restitein the gneiss against the pegmatite, and some layers of the gneisscontinue as thin plates or strings of biotite in the pegmatite . The

contact shows that the pegmatite has corroded the gneiss .Attu, Parainen - Pargas, 12 A, x = 6675,0, y = 572,0 .

Lahella kartta-alueen pohjoisrajaa on graniitissa muutaman senttimetrin levyisiasiirrosvyohykkeita, joista usein nakyy, mihin suuntaan liikunto on kulkenut (kuva 20) .Vyohykkeen sivulla mikrokliiniporfyroblastit ovat kasvaneet suuremmiksi kuin muual-la graniitissa. On olemassa naiden siirrosvyohykkeiden ja raitaisten apliittimaisten

2 5

2 6

Kuva 18 . Pegmatiini, joka on syovyttanyt gneissia . Pienet pegmatiittipesakkeet ovat syntyneet gneissiinja sitten kasvaneet yhteen pegmatiitin kanssa .

Fig . 18 . En pegmatit som fratt sig in i en gnejs . Sma pegmatitkortlar has bildats i gnejsen och sedanvuxit ihop med pegmatiten .

Fig . 18. Pegmatite that has corroded a gneiss. Small pegmatitic aggregates have formed in the gneissand grown on to the pegmatite .

Haraholm, Nauvo - Nagu, 09 D, x = 6676,5, y = 564,5 .

vyohykkeiden valimuotoja (kuva 21), jotka on sen vuoksi tulkittu uudelleen kiteyty-neiksi myloniiteiksi eika apliittijuoniksi .

Syventymatta tarkemmin graniittien syntyyn haluan esittaa kasityksenani, ettasuurin osa graniiteista on ultrametamorfoosin tuloksia . Paaasiallisesti ne ovat uudel-leen kiteytyneita tai sulaneita vanhoja kivilajeja .

Postorogeeniset diabaasit

Alueelta on tavattu viisi kapeaa diabaasijuonta (05 D, 09 C-D, 10 A, 11 B ; Hausen1944, Edelman 1949, 1960) . Ne ovat hienorakeisia, mustia kivilajeja, jotka ovattunkeutuneet kallioperan rakoihin poimutuksen jalkeen . Rakenteeltaan ne ovatofiittisia ja hienorakeisia tai tiiviita . Kontaktit ovat tiiviita ja teravia . Plagioklaasimuodostaa pienia hajarakeita . Muut mineraalit ovat pyrokseeni, kloriitti, serisiitti jaepidootti . Kalsiittia ja kvartsia on vain raoissa tai onteloissa .

METAMORFOOSI

Poimutuksen yhteydessa pintasyntyiset kivilajit, sedimentit ja vulkaniitit, joutuivatsuurten paineiden ja korkeiden lampotilojen alaisiksi maankuoren syvissa osissa .

Kuva 19 . Pegmatiitin liuskeisuus on akselitason suunnassa . Tamaosoittaa etta pegmatiitti on ollut mukana poimutuksessa.

Fig . 19 . Pegmatit med skiffrighet i axelplanets riktning vilket visar attpegmatiten hat varit med i veckningen .

Fig. 19 . Pegmatite with axial plane schistosity showing that thepegmatite took part in the folding .

Lillandet, Nauvo -- Nagu, 06 C, x = 6672,0, y = 555,5 .

Harvat mineraalit kestivat naita oloja, joten syntyi uusia mineraaleja ja rakenteita .

Kun nama kivilajit kohosivat jalleen ylospain eroosion vaikutuksesta, lampotila ja

paine laskivat ja syntyi sekundaareja mineraaleja. Nama metamorfoosin aikana

syntyneet mineraalit tai paremminkin mineraaliseurueet antavat kuvan metamorfoosin

aikaisista oloista . Eri kivilajit reagoivat eri tavalla ja olot - eivat vain paine ja

ldmpotila, vaan monet muut seikat, jotka vaikuttavat reaktioihin, kuten esimerkiksi

vesipitoisuus - vaihtelivat . Siksi nykyaan tavataan paikallisia eroja mineraaliseurueista

ja kivilajien rakenteista . Esimerkiksi sarvivalkeporfyroblasteja on kasvanut tiettyihin

21

28

Kuva 20 . Siirros graniitissa . z-muotoisessa liuskeisuudessa nakyy liikun-non suunta. Jos uudelleen kiteytyminen olisi mennyt pitemmalle olisitasta voinut syntya pegmatiittinen ''juoni'', jossa olisi apliittia keskella .Fig . 20 . Skjuvzon i granit . Den z-formade skiffrigheten visar rorelse-riktningen . En starkare omkristallisation hade kunnat astadkomma en

pegmatitisk "gang'' med aplit i mitten .Fig . 20, Shear zone in granite . The z-shaped schistosity shows thedirection of the movements . A stronger rectystallization would have

produced a pegmatitic ''dyke" with aplite in the centre .Storlandet, Nauvo - Nagu, 03 D, x = 6676,5, y = 540,5 .

gneissikerroksiin, kun taas viereiset kerrokset ovat hienorakeisia ja vailla porfyroblaste-ja (kuva 22) .Metamorfoosi on yleensa tapahtunut amfiboliittifasieksessa eli kohtuullisen ldmpotilanalaisena . Silloin ovat vihrea sarvivalke ja plagioklaasi tasapainossa emaksisissa kivilajeis-sa. Kuitenkin monissa kivilajeissa on merkkeja korkeammastakin lampotilasta . Niinpaesimerkiksi hypersteenia, joka sisaltaa sarvivalke- ja biotiittisulkeumia, tavataan

Kuva 21 . Raitainen "apliittimainen juoni", luultavasti uudelleen kiteytynyt myloniitti .Fig . 21 . Banded ''aplitisk gang", troligen en omkristalliserad mylonit .

Fig . 21 . Banded "aplitic dyke", probably a recrystallized mylonite .Sillholmen, Nauvo - Nagu, 06 D, x = 6679,5, y = 556,0 .

gabrokerroksista Kaiplotissa (06 B) ja mm . eraista horn blendiiteista . Trollon (09 C)etelapuolella olevan karin gneisseista tavataan taas sillimaniittia ja mikrokliiniayhdessa . Tama viittaa granuliittifasiekseen . Schellekensin (1980) mukaan Atussa ovatmetamorfoosiolot olleet granuliittifasieksen rajalla .

Graniittiutuminen saa aikaan perusteellisimmat muutokset kivilajien koostumuk-siin, mutta missy lampotilassa, riippuu suuressa madrin kivilajien vesipitoisuudesta .Korkea vesipitoisuus lisaa mineraalien reaktiokykya ja alentaa sulamispistetta . Kuiten-kin on tavallista, ettd anatektisista pegmatiitti- tai graniittiluiroista tavataan vedetto-mia mineraaleja (s . 24), mika osoittaa, etta vesi on haihtunut kivilajista graniittiutu-misen yhteydessa, ts . lampotila on ollut korkea (Edelman 1982) .

Graniittiutuminen merkitsee sita, etta kivilaji muuttuu graniitiksi riippumattamuuttumistavasta: se muuttuu graniitiksi joko pelkastaan kiteytymalla uudelleen(metamorfoosi), vaihtamalla aineksia (metasomatoosi), sulamalla tai reagoimallavieraan magman kanssa . Nama prosessit ovat muuttaneet joko yksin tai tavallisemminyhdessa vanhempia kivilajeja aina enemman ja enemman graniitin kaltaisiksi, mika onjohtanut monenlaisiin valimuotoihin . Min ovat tavalliset suonigneissitkin syntyneet .Suonet ovat seuranneet heikkouspintoja ja usein syovyttaneet sivukiveaan . Jos graniit-tiutuminen on saanut vaikuttaa riittavan kauan, on syntynyt graniitteja, joissa vanharakenne nakyy vain haamumaisina jaannoksina . Kartta-alueelta tavataankin kaikenlai-

29

3 0

Kuva 22 . Runsaasti sarvivalkeporfyroblasteja sisaltava kerros gneississaFig . 22 . Hornblandeporfyroblaster begransade till ett bestamt lager i en gne,

Fig . 22. Hornblende porphyroblasts confined to a definite layer gneiss .Graskar, Nauvo - Nagu, 05 D, x = 6665,0, y = 553,5 .

sia valiasteita hyvin sailyneista gneisseista ja muista kivilajeista melko puhtaisiingraniitteihin saakka .

TEKTONIIKKA

Poimutektotiikka

Alue voidaan jakaa tektonisesti kahteen osaan, joiden raja seuraa suurin piirtein ita- lansi-suuntaista kvartsimaasalpagneissivyohyketta . Pohjoisosaan lyovat leimansa ita- lansi-suuntaiset kivilajivyohykkeet, jotka seuraavat svekofennialaisen vyohykkeenyleista kulkua . Etelaosassa taas isot graniittikupolit maaraavat tektonisen tyylin .Kupolien valissa kiertavat gneissivyohykkeet muodostaen usein isoja, itaan painkuperia kaaria. Gneissivyohykkeiden kulku nayttaa olevan aivan riippumaton sveko-fennialaisesta ita - lansi-suuntaisesta kulusta .

Pohjoisosan tektoninen tyyli on selvimmillaan Nauvon ja Lillandetin amfiboliit-tisynkliinissa . Laurenin (1973) mukaan synkliini on syvimmillaan sell molemmissapaissa . Keskella, Nauvon kirkonkylan (06) tienoilla, se on matala ja kertautunut, mikanakyy mm . Laurenin (1973) piirtamissa poikkileikkauksissa . Graniitissa synkliini onlevea ja avonainen, kun taas kiillegneisi synkliinin keskella on puristunut vahvastikokoon ja poimuttunut . Samanlaisia poimuja on ympariston graniitissa . Nauvon ja

3 1

Lillandetin pohjoispuolella on selva sivusynkliini Kaiplotin, Svarton, Delholmin jaVallmon saarilla (06 B, D) Graniitin lansiosassa raitaisuus on selva, mutta sen itaosassapysty akselitasoliuskeisuus on havittanyt kerroksellisuuden . Paasynkliinin etelapuolellaon iso antikliini Annisorin (06 A) ymparilla ja sen itapuolella Prostvikin (06 D)tienoilla graniitissa heikkoja merkkeja antikliinista .

Atussa ja sen ymparistossa on isoja s-poimuja ja Tammossa (12 A) iso antikliini .Akselit kaatuvat taalla yleensa lanteen, mutta poikkeuksiakin on . Sandon (09 B)koillispaain tienoilla on melko hyvin sailynyt synkliini, mutta muualla alueenpohjoisosassa poimutus vaikuttaa isokliiniselta .

Akselikaateet ovat isoissa poimuissa tavallisesti melko loivia, kun ne taas pikkupoi-muissa ovat usein jyrkkia . Vanhemman poimutuksen akselit ovat alun perin olleetloivia, mutta eraissa tapauksissa ne ovat tulleet jyrkemmiksi myohemman poimutuk-sen yhteydessa . Kun kerrokset ensimmaisen poimutuksen aikana ovat nousseetpystyasentoon, ovat myohemmat liikunnot voineet poimuttaa niita puolestaan pysty-akselin ympari . Tarkoilla tutkimuksilla voidaan varmasti erottaa useita poimutusvai-heita, mutta on muistettava, etta poimuuntumisen tyyli riippuu myos paikallisistaoloista . Niinpa Stora Klobbskarin (08 B) karren ymparilla on poimuja, jotka johtuvatkarren muodosta ja siita, etta se on demorfoitunut liikunnoissa, joten poimut eivatkuvaa suoraan kallioperan yleisia poimuuntumisliikkeita .

Kartta-alueen etelaosassa graniitit ovat tektonisissa liikunnoissa mobilisoituneet janousseet kupoleiksi . Itaisin kupoli on Kemion lansirannalla Dragsfjardissa . Senpituussuunta on pohjoinen-etelainen eli kohtisuorassa yleista svekofennialaistakulkua vastaan . Kupolien liuskeiden kaateet ovat yleensa lansisivuilla jyrkempia kuinitasivuilla, mika osoittaa niiden kallistuneen . Eraat kupolit ovat itaan pain kuperiakaaria. Kupolien noustessa niiden ylaosa on tyontynyt lanteen pain samalla tavallakuin Noton kartta-alueella (Edelman 1956, kuva 3) . Kun graniittikupolit nousivat,gneissit painuivat kupolien valiin ja mukautuivat kupolien muotoihin . Siksi gneissitmuodostavat kapeita, usein kiemurtelevia vyohykkeita . Suhteelliset pystyliikunnotovat synkliinin molemmissa paissa olleet suuremmat kuin Nauvon ja Lillandetinalueilla .

Poimutus on ollut erilaista Nauvon kartta-alueen eri osissa. Pohjoisosissa ovatvallinneet vaakasuorat liikunnot, mutta poimutuksen voimakkuus on vaihdellut ;graniitissa on avonaisia poimuja, mutta gneissit ja amfiboliitit esiintyvat usein kapeinakokoon puristuneina vyohykkeina . Alueen etelaosassa pystysuorat liikunnot ovatpainaneet leimansa rakenteeseen . Graniitit ovat nousseet ja gneissit ovat painuneetnaiden valiin .

Poimujen tyyli vaihtelee avonaisesta isoklinaaliseen ja se vol vaihdella samassapoimussakin, varsinkin silloin, kun kerrosten kovuus vaihtelee (kuva 23) . Poimutvoivat olla esimerkiksi sahanteran muotoisia, teravia taive- tai laahuspoimuja (flexural- slip or drag folds), kuten Atussa (kuva 24) . Poimujen liuskeet ovat tavallisestikerrosten suuntaisia, mutta eraissa poimuissa on myos akselitasoliuskeisuutta (kuva24) .

32

Kuva 23 . Poimuttunut plagioklaasiporfyriittikerros, joka on painanut leimansa ymparoivien pehmeittengneissien poimutukseen .

Fig. 23 . Ett veckat lager av plagioklasporfytit som har tryckt sin pragel pa de omgivande mjukagnejsernas veckning .

Fig . 23 . A folded layer ofplagioclase porphyrite that has set its mark on the foldning of the surroundingweak gneisses .

Haraholm, Nauvo - Nagu, 09 D, x = 6676,5, y = 564,5 .

Murrostektoniikka

Jarjestelmallisia rakohavaintoja ei ole tehty karttalehden alueelta . Muutamia siirrok-sia on voitu piirtaa kartalle sinne, missy kivilajikontaktit eivat jatku suoraan laaksojenyli . Piirretyt siirrokset ovat luonnollisesti vain murto-osa kaikista siirroksista .

Huomattavin siirros on Atun ja Sorpon (12 A,C) valilla sijaitseva Pargas Port .Eroosio on syventanyt sen salmeksi, jota kaytetaan laivavaylana . Se ei ole aivansuoraviivainen, vaan koostuu erillisista, suurin piirtein samansuuntaisista osista .Toinen siirros, joka myos koostuu erillisista osista on Atun itapuolella . Siirroksetleikkaavat siella vanhaa rakennetta ja muodostavat kontaktin Pernion graniittimassiiviavastaan. Kallioperan rakenne on ohjannut osasiirroksia niin, etta nama joko leikkaavatjyrkasti tai seuraavat vanhaa rakennetta .

Eroosio on tasoittanut kallioperan pinnan ennen kambrikautta ja muodostanut ns .subkambrisen peneplaanin . Rapautuminen on sen jalkeen kohdannut paaasiallisestirakovyohykkeita ja muita heikkoja kohtia tai kivilajeja, ja jaakautiset mannerjaat ovatmyohemmin raivanneet pois rapautumistuotteet . Sen vuoksi vanhat siirrokset esiinty-vat nyt syvina laaksoina ja myos poimurakenne nakyy maastossa ja kartalla . Subkam-

Kuva 24 . Poimuja sarvivalkepitoisessa gneississa . Tyyli vaihtelee koostu-muksen mukaan. Akselitasoliuskeisuus on nahtavissa .

Fig . 24 . Veck i hornblandehaltig gnejs . Stilen varierar tried samman-satrningen . En axelplanskiffrighet kan iakttas .

Fig . 24 . Folds in hornblende-bearing gneiss . The style of folding varieswith the composition . An axial plane schrstosity can seen .Attu, Parainen -- Pargas 12 A, x = 6674,5, y = 572,0 .

brinen peneplaani on viela aavistettavissa makien ja kukkuloiden huippuja yhdistavas-ta kuvitellusta tasosta . Myohemmin on tapahtunut siirroksia, jotka ovat nuorempiakuin tama peneplaani .

Alueen etelaosassa on isoja merenselkia, joita pienet saariryhmat jakavat pienempiinosiin, esimerkiksi Gullkrona fard, Klobbskars fjard ym . Kallioperan pinta on tkallalaskenut 40-60 metric ja muodostanut Gullkronan hautalaskeuman . Siita koilliseensuuntautuva haara on Peimarin hautalaskeuma, joka luultavasti vajosi pitkin Atunitarantaa noudattavia vanhoja siirroksia. Pienilta saarilta parisataa metric Atunrannasta tavataan naihin siirroksiin liittyvia myloniitteja ja kvartsin tkyttamia rakoja .Koko Gullkronan hautalaskeumaa ympkroivan rakosysteemin on kirjoittaja esittinyt joaikaisemmin (Edelman 1949, kuva 28, PI VII )a 1956 kuva 6) .

Dragsfjardissa on sarja pohjois-etela-suuntaisia laaksoja : Hamholmsundet, Pu-runpaaviken, Langviken ja Dragsfjard-jarvi . Naiden laaksojen vklissa olevat maakaistatovat korkeammalla lansiosissa kuin itaosissa ; ts . maasto laskee loivasti itaan pain .Taalla on siis tapahtunut porrasmaisia siirroksia. Kallioperakaistat ovat vajonneetGullkronan hautalaskeumaan pain pitkin koveria siirrospintoja siten, etta itasivu onvajonnut syvemmalle kuin lansisivu .

3 3

34

Nama subkambrista peneplaania lavistavat hautalaskeumat voivat olla jopa tertiaari-sia, koska ne tulevat min hyvin nakyviin maisemassa . Vielakin nuorempia, jaakaudenjalkeisia siirroksia on loydetty Linjenin saarelta (x = 6668,50, y = 578,00, Edelman1949a) .

KALLIOPERAN IKASUH'IEET JA KEHITYS

Nauvon kartta-alueen supraktustisten kivilajien ikasuhteet (taulukko s . 7) ovatolleet aikaisemmin mallina koko saariston alueella (Edelman 1960), koska kerrosjarjes-tys on selvapiirteinen Nauvon - Lillandetin synkliinissa . Myohemmin on kuitenkintodettu, ettei tman alueen stratigrafia sovi koko saariston alueelle (Edelman &Jaanus Jarkkala 1983), mutta voidaan olettaa, etta se patee edelleen Nauvon kartta-alueella .

Sivulla 7 oleva taulukko kuvaa kivilajien ja tapahtumien ikasuhteita . Radiometrisiaianmaarityksia ei ole talta alueelta, mutta kalliopera on todennakoisesti yhta vanhaakuin muualla Etela-Suomessa ell 1900-1800 miljoonaa vuotta, supraktustiset kivilajitluultavasti viela jonkin verran sita vanhempia . Suhteelliset iat ovat melko selvat .Nauvon - Lillandetin synklinaalissa kerrossarja on alhaalta lukien kvartsimaasalpa-gneissit - emaksiset vulkaniitit - kiillegneissit . Sama kerrossarja on Lillandetinetelakarjessa . Kvartsimaasalpagneisseista tavataan usein pienia kalkkikivilinsseja, jotkaosoittavat kalkkikivien syntyneen mahdollisesti kalkkiriutoista . Kvartsimaasalpagneissiton tulkittu paaasiallisesti matalan veden sedimenteiksi, mutta niiden seassa onhappamia ja emaksisia vulkaanisia kerroksia . Tama gneissimuodostuma on alueenpohjoisosassa muuttunut graniitiksi, jossa vanha kerroksellisuus on viela nakyvissa,erityisesti Nauvon luoteisosassa .

Ylospain kerrosjarjestyksessa - sisaanpain synkliinissa - seuraa vulkaaninenamfiboliittimuodostuma . Taman alin osa on Lillandetilla raitainen gabro, joka onollut joko tulivuoren magmasailio tai tulivuoren alla oleva kerrosjuoni . Se on suurinpiirtein samanikainen kuin sen paalla olevat, ainakin osaksi meren pohjalle purkautu-neet vulkaaniset kivilajit . Kalkkikivet osoittavat, etta tulivuoret ovat ulottuneet merenpinnalle, koska kalkkiriuttoja on voinut muodostua .

Vulkaanista muodostumaa seuraa kiillegneissimuodostuma, joka on synnyltaansyvan meren kerrostuma, grauvakka tai savi . Atun (12 B) pohjoisrannalla on kuitenkinkiillegneissin alaosassa kalkkikivikerros, mika osoittaa, ettei merenpohja ole laskenuttasaisesti vulkaanisen vaiheen jalkeen vaan etta siina on tapahtunut tilapaisia nousuja .Lillandetilla on ultraemaksisia vulkaniitteja kiillegneissimuodostuman alaosassa . Kiil-legneisseissa on muuallakin vulkaanisia amfiboliitteja, mutta ei kalkkikivikerroksia .

Sedimentoitumisen ja vulkanismin paavaiheen aikana liikunnot olivat maankuoressapaaasiallisesti pystysuoria merenpohjan nousuja ja laskuja . Taman jalkeen liikunnotmuuttuivat suhteellisen vaakasuoriksi ja aiheuttivat poimuuntumista . Samalla nousi-vat uudet magmat ylospain maankuoressa ja kiteytyivat gabro-granodioriittisarjaksi,jonka emaksiset kivilajit ovat vanhempia kuin ne joissa on enemman piihappoa .

3 5

Gabro-granodioriittisten kivilajien jalkeen tunkeutui kallioper.n rakoihin emaksi-nen magma, jolloin muodostui tummia juonia . Nama tuskin ovat yhtenainen ryhma,mutta ne ovat vanhempia kuin mikrokliinigraniitit, alueen nuorimmat orogeenisetkivilajit . Mikrokliinigraniitit ovat suurimmalta osaltaan migmatiittisia, ultrametamor-foituneita vanhempia kivilajeja, lahinna gneissej . tai granodioriitteja . Graniitit jagraniittiset juonet luettiin aikaisemmin toiseen poimutusvaiheeseen (Edelman 1949,

1960) . Myohemmin on tehty havaintoja, jotka viittaavat siihen, etta graniittisia juoniaja massiivejakin on voinut muodostua jo varhaisemmissa vaiheissa (Edelman &Jaanus Jarkkala 1983) . Vaikuttaa todennakoiselta, etta graniitit ovat syntyneet ajastariippumatta silloin, kun olot ovat olleet sopivat . Toinen poimutusvaihe ei ole ollutkaikkialla myoskaan yhta intensiivinen . Esimerkiksi Nauvon luoteisosassa graniittiutu-minen on tapahtunut aika rauhallisissa oloissa, silld kerroksellisuus on sailynyt hyvin .Karttalehden etel .osassa graniitit ovat tunkeutuneet ylospain ja muodostaneet kupole-ja .

Alueen ainoat kivilajit, jotka ovat nuorempia kuin poimutusvaiheet, ovat diabaasi-juonia. Niiden purkautumisen jalkeen on seurannut eroosio ja peneplaanin muodos-tuminen. Sit .kin nuorempia ovat hautalaskeumat ja muut nuoret siirrokset .

MALMIT JA HYODYLLISET KAIVANNAISET

Kartta-alueella on aikaisemmin ollut kaivoksia ja louhintaa . Rautakaivoksia on ollutAtussa (12 A,B) ja Hamnholmenilla (09 G) . Hamnholmenilla louhokset ovatmit.ttomiss . magnetiittikasaumissa gabrossa (von Knorring 1955) . Atussa on pienititaanirautamalmi saaren luoteisosan amfiboliitissa . Sen louhinta lopetettiin kunRunholmenin titaatirautamalmi loydettiin vuonna 1844 Jermon kylasta (Pehrman1927) . Sita louhittiin noin 1 100 tonnia, vuosina 1844-1857, mutta titaanipitoisuusalensi malmin arvoa . Malmia ostettiin lahinna siita syyst ., ett. sen omistaja oli pelattyL.G.von Haartman, silloisen keisarillisen senaatin varapuheenjohtaja . Magneettistenmittausten mukaan malmi jatkuu it..n pain . Malmi sisalt .a jonkin verran vanadiinia,mika vol tehd6 siftd taloudellisesti kayttokelpoisen tulevaisuudessa .

Atun pohjoisrannalla on sulfidimalmi, joka louhittiin vuosina 1890-1891 (Pehr-man 1931) . Se on impregnaatio kvartsi-tremoliittikirressa, ja sen tarkeimmat malmi-mineraalit ovat hopeapitoinen lyijyhohde, rikkikiisu, magneettikiisu, kuparikiisu jasinkkivalke . Sit. on myohemmin tutkittu kahdesti, ja se lienee taloudellisestirajatapaus, jota ei kannata tAld hetkella louhia .

Kalkkikivikerroksia on aikaisemmin louhittu paikallisia tarpeita varten esimerkiksiAtussa ja Nauvossa . Esiintymat ovat kuitenkin pieni. ja usein epapuhtaita, jotenlouhinta ei kannata nyky.an .

Graniittia on louhittu myyntid varten Mattnasin louhoksessa Nauvon kaakkoisran-nalla. Aikaisemmin on graniittia louhittu paikallisia tarpeita varten .

3 6

BERGGRUNDEN INOM NAGU(NAUVO) KARTBLAD

INLEDNING

Nagu(Nauvo) kartbladsomrade karterades geologiskt forsta gangen wren 1884-86och Mobergs kartbladsbeskrivning utkom 1887 . Darefter har det publicerats fleregeologiska undersokningar fran omradet : Eskola (1914), Pehrman (1927, 1931, 1933,1945), Hausen (1944), Edelman (1949, 1949a, 1960, 1972, 1973, 1982) och Edelmanoch Jaanus Jarkkala (1983) . Lauren (1973) har publicerat en gravimetrisk undersok-ning . Birger Andersson (1951) har gjort en pro gradu-avhandling over Lill-Nagu(Lillandet) . Vidare ingar omradet i kartbladet B 1 Turku i 1 : 400 000 av Harme(1958, 1960) .

Olika delar av omradet har karterats under olika rider borjande i oster wren1944-1947 . Tor Stolpe karterade Nagu 1950 . Resten karterades wren 1950-53, ochNagu granitomrade 1965-66 . Revideringar har gjorts 1964 och 1983 . Under wren1976-83 har Mirja Jaanus Jarkkala, Anne Toivonen och Alf Lindroos forst underundertecknads, senare under Carl Ehlers ledning undersokt amfibolitsynklinalen paNagu och Lillandet. Utom Geologiska forskningsanstalten hat K.H . Renlunds stiftelsefor Finlands praktisk-geologiska undersokning, Naturvetenskapliga kommissionen ochNordenskioidsamfundet bekostat delar av dessa undersokningar .

Koordinaterna i bildtexterna har givits for art lasaren lattare skall hitta platserna .Vid karteringen anvandes sjokort och noggranna platsangivelser for fotografierna harinte noterats varfor koordinaterna anges med en noggrannhet av ungefar f 250 m .

HUVUDDRAGEN AV BERGGRUNDEN

Nagu kartblad hor till den svekofenniska zonen och bergarterna har kristalliserateller undergatt metamorfos for 1900-1800 miljoner ar sedan i samband med densvekokarelska bergskedjeveckningen . Endast nagra diabasgangar ar yngre .

De aldsta bergarterna ar sedimentara eller vulkaniska och deras lagerfoljd ar fran dealdsta till de yngsta : kvartsfaltspatgnejser - amfiboliter - glimmergnejser . Kalkstenforekommer i de tva undre formationerna och de tjockaste lagren ligger i kontaktenmellan amfiboliter och glimmergnejser, vilka sistnamnda i ovrigt ar helt fria fran kalk .Amfiboliternas undre delar ar ofta gabbroida .

Under bergskedjeveckningen trangde magmor upp och gav upphov till linser avgabbro, diorit och granodiorit . I alla ovannamnda bergarter (inner man overskarandeamfrbolitgangar, vilka i sin tur ofta ar paverkade av mikroklingraniterna . Dessagraniter visar overgangar till de aldre bergarterna i form av adergnejser . I den norradelen av omradet ar graniterna i regel porfyroblastiska medan graniterna i soderhuvudsakligen ar jamkorninga och nebulitiska med Ijusnade rester av aldre bergarter .

En zon av kvartsfaltspatgnejser delar omradet i en nordlig och en sydlig halft . I den

37

nordliga dominerar bergartsstrak som stryker ungefar ostligt medan granitkupolertrycker sin pragel pa det sodra omradet .Efter bergskedjeveckningen bar nagra diabasgangar trangt fram . Erosionen har

sedan brutit ned veckbergen till det subkambriska peneplanet . Detta kan manrekonstruera som den yta vilken sammanbinder bergstopparna omradet. Ungaforkastningar har gett upphov till Gullkronafjardens och Pemarfjardens gravsankor .Landisen bar sedan rensat bergytan fran vittringsprodukter sa art de motstandskrafti-gaste bergarterna nu upptrader som rader av skar och bergsryggar .

Foljande tabell visar aldersforhallandenaLosa jordarterRundhallar och sprickdalarGravsankorSubkambriska peneplanetDiabasgangarMikroklingraniteramfrbolitgangargabbro-granodioritserienGlimmergnejserAmfiboliter med gabbroroch kalkstenarKvartsfaltspatgnejser

BERGARTER

Suprakrustalbergarter

Gnejser

Gnejserna indelas i kvartsfaltspatgnejser (fig . 1-2) och glimmergnejser (fig . 4)beroende pa glimmerhalten, med det firms overgangsformer sasom t .ex. de bandadegnejserna (fig. 3), som bestar av vaxelvis glimmerfattiga och glimmerrika lager .Karakteristiskt for denna typ ar art de glimmerfattiga lagren uppvisar tvarsprickor sominte fortsatter in i de glimmerrika banden .

Kvartsfaltspatgnejserna som tidigare kallades leptiter bestar av faltspat, kvarts ochbiotit, vilken ibland omvandlats till granat . De kan innehaila pyroxener ochhornblende och ar da overgangsformer till amfboliterna . Lagring ar den vanligastebevarade primarstrukturen, nagon gang set man even varvighet (fig . 2) . De bandadegnejserna bar sannolikt uppstatt ur varviga typer .

Porfyrisk struktur har patraffats i ett fall . Till sitt ursprung ar kvartsfaltspatgnejsernahuvudsakligen grundhavssediment, silter, men ocksa sura vulkaniter forekommerbland dem. De bandade gnejserna har varit subgravackor .

Glacial avlagringIstida erosionTertiara (?) forkastningarVittring och erosionPostorogen instrusionBergskedjeveckning, meta-morfos, intrusion, grani-tisationAvlagring 1 djuphavVulkanism, subvulkanisksion, revbildningAvlagring i grundhav

intru-

3 8

Glimmergnejserna ar rika pa biotit och dess omvandlingsprodukter granat ochkordierit, nagon gang aven sillimanit . Gransen mellan glimmergnejserna och debandade gnejserna ar oklar och vid karteringen har de bandade gnejserna ibland fortsihop med glimmergnejserna, ibland med kvartsfaltspatgnejserna . I glimmergnejsernafirmer man ofta aven glimmerfattiga band, vilket tyder pa en ursprunglig varvighetoch formodligen har de varit djuphavsleror eller gravackor .

Amfiboliter och associerade bergarter

Amfiboliterna bildar antingen tunna lager i gnejserna (fig . 1, 6) eller tjockareformationer mellan kvartsfaltspatgnejserna och glimmergnejserna . De bestar huvud-sakligen av hornblande och plagioklas . Kvarts forekommer ibland och vid Piparby paLillandet patraffas skapolit som huvudmineral i amfiboliterna . En speciell typ ar denflackiga eller bandade diopsidamfiboliten dar diopsid ar ett av huvudmineralen (fig .7) .

I amfiboliterna har ofta bevarats primara vulkaniska drag . Man patraffar kuddlavor(fig. 5), agglomerat och porfyriter med uralit- eller plagioklasstrokorn . Dels ar detalltsa fraga om enstaka lavastrommer eller tufflager och subvulkaniska lagergangar(fig. 6), dels rent av hela vulkaner . Pa Nagu och Lillandet upptrader amfiboliternasom en synklinal med glimmergnejser overst i traget . Pa ostra sidan av Lillandet ar denundre delen av vulkanitzonen en bandad gabbro som sannolikt varit en lagergang ellervulkanens magmareservoar . Likasa ligger en bandad gabbro (fig . 8) soder om ellerstratigrafiskt under uralitporfyrit pa sydostra Attu. I samband med denna gabbro (innsen titanjarnmalm . Pa Lillandet firms nagra ultrabasiska linser (fig . 11) ovanforamfiboliterna . De visar drag som tolkats som vulkaniska .

En sarartad formation fans vid Granvik pa Stortervo . Det ar en serie bergarter franpyroxen-hornblanditer over gabbror och pyroxenamfiboliter till pyroxenhaltiga kvartsi-ter. I mikroskop ser man art kvartsen ej blivit deformerad och den har tydligenkristalliserat om efter veckningarna . Formationens ursprung ar okant med denforefaller art ha uppkommit genom metasomatos .

Kalkstenar och skarn

Kalksten och dess omvandlingsprodukt skarn forekommer som lager av upp till ca20 meters maktighet . Pa Stora Klobbskar firms ett skarnlager, som bestir av granatoch diopsid. Lagret ar flera tiotal meter maktigt och kan foljas i hall minst 150 meter .Kalkstenarna domineras av kalcit, men dolomit forekommer ocksa . Oftast arkalkstenslagren orena med mellanlager av skarn och gnejser .

Sma kalkstenslinser patraffas i kvartsfaltspatgnejserna men de maktigaste lagrenupptrader oftast i kontakten mellan amfiboliterna och de ovanliggande glimmergnej-serna, pa Attu ett stycke ovanfor kontakten . Glimmergnejserna ar annars helt fria frankalkstenslager . Kalkstenarna tolkas som revbildningar i grunt vatten och Tangsstranderna kring vulkaniska oar .

Djupbergarter

Gabbro-granodioritserien

I samband med bergskedjeveckningen intrangde i berggrunden magmor av flereslag. Aldst ar en serie linser och horisonter bestaende av gabbro, diorit ochgranodiorit. Ibland patraffas aven ultrabasiska differentiat, vanligen hornblanditer .Dessa orogena bergarter skiljer sig fran motsvarande vulkaniska i flera avseenden . Deorogena gabbrorna ar inte bandade, har enklare mineralsammansattning och ar inteassocierade med titan) arnmalmer . De ar vanligen homogena och skiffriga samt bestarhuvudsakligen av hornblande och plagioklas . I dioriterna har biotit delvis ersatthornblande och i granodioriterna finner man dartill kvarts och mikroklin . Hyperstenhar patraffats i vissa bergarter, vilket tyder pa hogtemperaturmetamorfos .

Vanligen ar dessa bergarter ratt enformiga men nagra granodioriter innehallerrikligt med morka inneslutningar (fig . 10). Det finns aven ett fall dar granodioriteninnehaller runda klumpar av amfibolitisk sammansattning (fig . 11), vilket tyder pasamtidig intrusion av tva magmor som ej hunnit blanda sig med varandra . En del avde bergarter, som karterats som granodiorit, kan mojligen ha varit suprakrustalagnejser som pa grund av en langt gangen metamorfos nu starkt liknar granodioriter .

Morka gangar

Alla ovannamnda bergarter genomskars av morka gangar av olika slag (fig . 8,12) .Vanligen ar dessa amfibolitiska, ibland med starkt omvandlade plagioklasstrokorn,men aven kvartsdioritiska gangar med granat forekommer . Sannolikt finns det fleragenerationer av dessa gangar trots att de inte ar sardeles vanliga . De ar aldre anmikroklingraniterna, ty dessa har ofta skurit igenom eller granitiserat dem .

Mikroklingraniter och migmatiter

Mikroklingraniter tacker ungefar halften av kartbladets omrade . Dessutom har de istorre eller mindre utstrackning paverkat de fiesta andra bergarter och bildatmigmatiter med dessa (fig . 13) . Av bandade och skiffriga bergarter har da adergnejseruppstatt medan homogenate bergarter brutits sonder i fragment med gangar av granitemellan . Slirorna eller fragmenten av de aldre bergarterna har granitiserats ochupptrader ofta som ljusare rester i graniten (fig. 14,15) . I det nordvastra hornet avkartbladsomradet finns en granit som bevarat gnejsernas lagring (fig . 16) trots en langtgangen omkristallisation (Edelman 1972) .

Den gnejszon som delar kartbladet i tva halfter forefaller att vara en grans mellanolika granittyper . Den norra halften domineras av grova graniter med mikroklin- ochgranatporfyroblaster . I det nordostra hornet av omradet finns den vastra andan avPerniograniten (Eskola 1914). I den sodra halften av kartbladsomradet ar graniternamestadels jamnkorniga och nebulitiska . Dar upptrader de som stora kupoler .

39

40

Migmatiternas adror ar av olika slag . Somliga ar met eller mindre Jamnbrecla triedskarpa granser mot sidostenen medan andra at oregelbundna eller linsforrniga medlobformade fortrangningskontakter (fig . 17,18 och Edelman 1982) . De har tydligenfratt sig in i sidostenen . Somliga pegmatiter har en axelplansskiffrighet vilket visar artde ar likaldriga med den forsta veckningen av sidostenen (fig . 19). I den norra delenav omradet finns vidare granitiserade myloniter vilka set ut som gangar (fig . 20,21) .

Postrogena diabasgangar

Inom kartbladsomrddet hat patraffats fem diabasgangar som hat intrangt efterbergskedjeveckningen (Hausen 1944, Edelman 1949, 1960) . Gangarna ar smala,morka och finkorniga eller rata . Strukturen at ofitisk .

METAMORFOS

Suprakrustalbergarterna, som avlagrats vid jordytan, utsattes for helt andra tryck-och temperaturforhallanden nar de under bergskedjeveckningen pressades d, upt tiedjordskorpan . Harvid blev vissa mineral eller mineralassociationer instabila och ersattes imetamosfosen av andra mineral som kunde utsta de nya forhallandena (fig . 22) . Avendjupbergarterna utsattes for omkristallisation .Metamofosen hat vanligen skett 1 amfibolitfacies, under mattligt tryck och

temperatur, men forekomsten av hyperstenporfyroblaster eller associationen sillimanit-mikroklin tyder pa hogre temperatur och darmed granulitfacies .

Den mest genomgripande omvandligen at granitisationen, som innebar art bergar-ter omvandlas till graniter . Detta sker pa olika satt, genom ornkristallisation, genommetasomatiskt materialutbyte eller genom uppsmiltning . Adergnejser och andramigmatiter ar mellanstadier i granitisationsprocessen .

TEKTONIK

Vecktektonik

Omrddet delas av den ost-vastliga gnejszonen i tva delay med olika tektonisk stil .Den norra delen domineras av ost-vastliga bergartszoner parallella med den svekofen-niska zonen . I den sodra delen trycker granitkupoler sin pragel pa bergartsveckningen .

I den norra delen ar amfrbolitsynklinalen pa Nagu och Lillandet den enklastestrukturen och den hat undersokts gravimetriskt av Lauren (1973) . Graniten underamfiboliten ar bandad och bildar oppna veck medan glimmergnejsen i synklinalensmitt ar starkt hopklamd mellan amfibolitskanklarna . Soder om Attu finns aven storreveck. Axelriktningarna ar ost-vastliga med varierande stupning . Skiffrigheten foljervanligen bandningen men i nagra veck ar axelplansskiffrigheten tydlig (fig . 24) . Darbergarter med mycket olika hardhet vaxellagrar kan veckningen bli kaotisk (fig . 23) .

De yngre veckningarna uppvisar ofta branta axlar .I omtadets sodra del har graniterna stigit som kupoler och klamt ihop gnejserna till

slingrande stoak . Kupolernas vastra flanker ar brantare an de ostra (Edelman 1956, fig .3). Den ostligaste kupolen stryker 1 nordlig riktning vinkelratt mot svekofennidernasstrykning medan kupolerna i vaster ar bojda, konvexa mot oster .

Brottektonik

Metodiska sprickundersokningar har irate utforts men nagra forkastningar harkunnat pavisas av vilka Pargas Port-forkastningen mellan Attu och Sorpo samtforkastningen oster om Attu ar de mest iogonenfallande . Sprickzoner och forkast-ningar har eroderats och syns nu 1 landskapet som dalar och sund .

Erosionen har fore kambrisk tid slitit ned landskapet till ett peneplan, som kommertill synes i bergens toppniva. Senate bar det skett forkastningar som astadkommitGullkrona- och Pemargravsankorna . I samband harmed sjonk delar av Kimito nedd motvaster Tangs krokta ytor och astadkom trappstegsforkastningar . Dessa rorelser ar rattunga, mojligen sentertiara . Aven postglaciala forkastningar bar patraffats (Edelman1949a) .

BERGGRUNDENS ALDERSFOHALLANDEN OCH UTVECKLING

Berggrunden hor till den svekofenniska zonen och bar veckats under svekokarelsktid eller for ca 1900-1800 miljoner ar sedan . Suprakrustalbergarterna ar till storstadelen aldre an veckningen . Lagerfoljden och aldersforhallandena framgar av tabellenpa s . 37 (Se aven Edelman 1949, 1960) och Edelman & Jaanus Jarkkala (1983) .

Den geologiska utvecklingen i omradet borjade med avlagring av finkorniga sandigasediment pa grunt vatten . En viss vulkanisk verksamhet forekom och smarre kalkrevbildades . Vulkanismen tilltog och det fanns stora vulkaner med underliggandemagmareservoarer. Vulkanerna ingick sannolikt i en kedja av vulkaniska oar medkalkrev Tangs stranderna . Harefter sjonk omradet och i det uppkomma djuphavetavlagrades leror och gravackor . Nar bergskedjeveckningen borjade intrangde magmoroch gab bro-granodioritseriens bergarter uppkom . Senare intrangde basisk magma isprickor och stelnade till amfrbolitgangar . Nar omradet pressats tillrackling djupt ned ijordskorpan steg temperaturen sa art mikroklingraniter och migmatiter borjade bildas .Efter bergskedjeveckningen intrangde annu nagra diabasgangar .

MALMER OCH NYTTIGA MINERAL

Sma jarnmalmer bar brutits pa Hamnholmen och pa Attu (von Knowing 1955) .Titanjarnmalmen pa Attu bar narmare beskrivits av Pehrman (1927) . Vid Attu norrastrand bar brutits en sulfidmalm med bly, silver, zink och koppar (Pehrman 1931) .Kalkstenslager finns flerstades, de storsta pa Attu, Lillandet och Nagu . Nagra barbrutits for lokala behov . Aven granit bar brutits 1 Mattnas pa sydostra sidan av Nagu .

4 1

42

Summary :

PRE-QUATERNARY ROCKS OF THE NAUVO (NAGU) MAP-SHEET AREA

INTRODUCTION

The area of map sheet 1034, Nauvo (Nagu), covers part of the archipelago ofsouthwestern Finland. It was mapped geologically by Moberg (1887) . Since then,several papers on the area have been published Eskola (1914), Pehrman (1927, 1931,1932, 1945), Hausen (1944), Edelman (1949, 1949a, 1960, 1972, 1973, 1982) andEdelman and Jaanus-Jarkkala (1983) . Lauren (1973) has published a gravimetric studyand Birger Andersson has written a thesis on Lill-Nagu (Lillandet) . The area is part ofmap sheet B 1, Turku, on the scale of 1 : 400 000 (Harme 1958, 1960) . The fieldwork was begun in 1944 and the map printed in 1973 . Recently, part of the area hasbeen remapped .

The coordinates in the captions of the figures give the location to an accuracy ofabout t 250 metres, as nautical charts without these coordinates were used in thefield work .

OUTLINE OF THE GEOLOGY

The bedrock underwent folding and metamorphism during the Svecokarelianorogeny about 1900-1800 Ma . The supracrustal rocks are mostly older than that, butthe infracrustal rocks date mainly from this time .

The stratigraphical column begins with quartz-feldspar gneisses, originally silts,followed by amphibolites, formerly basic and intermediate volcanics, and by micagneisses, ancient deep-sea clays or graywackes . Limestone lenses occur in the two lowerformations but are lacking in the mica gneisses . Beneath the volcanics are often foundsubvolcanic gabbros .

During the orogeny, the emplacement took place of a suite of gabbros togranodiorites . Basic dykes intruded later into joints and finally granitization produceddifferent types of microcline granites . A gneiss zone divides the area in the northernpart with zones striking east, and the southern part dominated by large granitecupolas . After the orogeny, some diabase dykes were intruded .The Precambrian mountain chain was eroded to a subcambrian peneplain and

grabens were formed later through large-scale faulting. Also postorogenic faults havebeen observed .

The following table shows the relative ages of the rocks and theyoungest at the top, the oldest lowermost :

loose depositsroches moutonnees and fracturevalleysgrabensSubcambrian peneplaindiabase dykesmicrocline graniteamphibolite dykesgabbro-granodiorite seriesmica gneissesamphibolites, gabbros, limestonesquartz-feldspar gneisses

glacial sedimentationglacial erosion

faulting (tertiary?)weathering, erosionpostorogenic intrusiongranitizationintrusionintrusion, folding, metamorphismsedimentation, deep seavolcanic activity, reef formationsedimentation, shallow sea

SUPRACRUSTAL ROCKS

Gneisses (Figs . 1-4) dominate among the supracrustal rocks . The quartzfeldspargneisses are poorer in mica than the mica gneisses, but intermediate types withalternating mica-poor and mica-rich bands occur . The quartz-feldspar gneisses havebeen interpreted as metamorphosed silts, but among them are found porphyriticlayers, probably acidic volcanics . Their mineral composition is feldspar, quartz andbiotite . The mica gneisses often contain garnet and cordierite porphyroblasts,occasionally with sillimanite . They are interpreted to clays and graywackes .

Amphibolites (Figs . 5-9) occur as thin layers in the gneisses and also as a thickformation. Volcanic structures like pillow lava, agglomerate and porphyrite arecommon. The amphibolites consist of hornblende and plagioclase, but quartz is acommon minor constituent . Augite occurs in uralite porphyrites and diopside is amajor constituent of diopside amphibolites . In the southern part of Lillandet, thereare amphibolites with scapolite . Some ultramafic rocks show indistinct volcanicstructures and should be classified among the amphibolites . Beneath the volcanics arefound magma chambers or sills, in which the magma crystallized to banded gabbros(Fig . 8), sometimes showing gravitative differentiation (Edelman 1949, Edelman &Jaanus Jarkkala 1983) . Titanic iron ore is found associated with these gabbros .

Limestones occur as thin lenses or layers in the quartz-feldspar gneisses and asthicker layers along the contact between the amphibolites and the mica gneisses . Thelimestones occur only together with shallow-sea sediments and volcanics but not withthe deep-sea clays and mica gneisses . The limestones are assumed to be former coastalreefs .

processes,

43

the

44

INFRACRUSTAL ROCKS

When the orogenic movements started, magmas intruded and formed lenses andlayers of gabbros, diorites and granodiorites (Figs . 10-12) . They differ from thesubvolcanic gabbros mentioned earlier in being more homogeneous and monotonousin mineral composition . The gabbros consist of hornblende and plagioclase . Hyper-sthene occurs in some cases . In addition, the more acidic members contain biotite,quartz and microcline .

Basic dykes (Figs . 8,12) cut all the aforementioned rocks but are often in their turncut or metamorphosed by microcline granites . They are generally amphibolitic incomposition but also quartz-dioritic types occur . Several generations probably exist .

Microcline granites (Figs . 14-16) cover about half the area and granitic veins arecommon in the older rocks . All transitions occur from gneisses or granodiorites overdifferent types of veined gneisses and other migmatites to more or less pure granites .Most of these granites were formed through some kind of granitization : metamor-phism, metasomatism or remelting . Pure granites without any nebulitic remnants ofolder rocks are rare . The granites consist of microcline, plagioclase, quartz and biotite,sometimes also garnet .

In the northern part of the area, the granites are commonly porphyroblastic withlarge microcline laths and often also garnet . In the northwestern corner of the area, anexample can be seen of bedding preserved through the granitization process (fig . 16,Edelman 1972) . In the southern part, the granites are mainly even-grained andnebulitic with faded remnants of the older rocks .

Some granitic veins in the veined gneisses have sharp contacts, whereas other oneshave replaced the country rock and have lobate contacts (figs . 17-18, Edelman 1982) .Pegmatites with axial plane schistosity are also met with (fig . 19) . In some cases .pyroxene has formed in the anatectic pegmatites (Edelman 1982) . Dykelike granitizedmylonites are met with in the granites in the northernmost part of the area (figs .20-21) .

POSTOROGENIC DIABASES

Five postorogenic diabase dykes have been found in the area (Hausen 1944,Edelman 1949, 1960) . They are less than one metre wide, black, fine-grained to denseand ophitic . Plagioclase, chlorite and remnants of pyroxene are the main constituents .

METAMORPHISM

The rocks are generally metamorphosed in the amphibolite facies (Fig . 22), thoughpoikilitic hypersthene porphyroblasts and sillimanite-microcline associations in someinstances point to the granulite facies . Schellekens (1980) has determined thePT-conditions in Attu as belonging to the lower granulite facies .

Granitization has to a higher or lower degree affected almost all the rocks of thearea. Roughly half of the bedrock has been transformed to granite and in theremaining part granitic veins are common. The PT-conditions that cause granitizationseem to vary . A high content of water lowers the temperature of reaction and melting .The pyroxene found in certain anatectic pegmatites, on the other hand, point torather high temperatures (Edelman 1982) .

STRUCTURES

Folding

A gneiss zone divides the area into two parts differing in tectonic style. In thenorthern part, the rocks strike approximately east . The most pronounced structure isthe elongated syncline of Nagu and Lillandet, consisting of mica gneisses, amphi-bolites and banded granite (Edelman 1972) . A gravimetric study of this area has beenpublished by Lauren (1973) .

The southern part is dominated by granite cupolas, which squeezed the gneissesinto narrow winding bands . The eastermost cupola strikes north or at right angles tothe strike of the svecofennian zone, whereas the other domes are curved, being convextowards the east .

The schistosity is parallel in general with the banding, but also axial planeschistosity can be observed (Figs . 19,24) . Incongruent folds are found in places wherethe rocks are inhomogenous (Fig . 23) . The older fold axes dip gently east or west,whereas the younger axes show a steep or vertical dip .

Faulting

Some faults cutting the older structures have been found . The most conspicuous ofthese are the Pargas Port fault between Attu and Sorpo and the one along the easternshore of Attu . The grabens of Gullkrona and Pemar are younger than theSubcambrian peneplain and probably tertiary in age . Associated step faults are seenalong the eastern border of the Gullkrona graben . Still younger postglacial minusfaults have been found (Edelman 1949a) .

AGE RELATIONS AND GEOLOGICAL EVOLUTION

The area belongs to the Svecofennian fold belt with an age of 1900-1800 Ma .The supracrustal rocks are, however, at least to a great older than that . The agerelations are shown in the table (P . 4 .3) .

The geological evolution (Edelman 1949, 1960, Edelman & Jaanus Jarkkala 1983)begins with the sedimentation of silts together with limestone reefs in shallow water .

4 5

46

Thin intercalated volcanic layers show the beginnings of volcanic activity, culminatingin the formation of thick volcanic deposits underlain by gabbroic magma chambers .Volcanic island area were formed, rimmed by limestone reefs . After the volcanicphase, the floor of the bordering seas sank and deep-sea clays and graywackes weredeposited . Later, magmas of gabbroic to granodioritic composition intruded andformed lenses or zones between the supracrustal rocks . Basic magma also intruded intothe joints, and this gave rise to amphibolitic dykes. The last igneous rocks to crystallizewere the microcline granites . After the orogeny, only small diabase dykes wereintruded .

Erosion later shaped the Subcambrian peneplain . Subsequently, grabens wereformed in the peneplain . The ice of the Pleistocene glaciation removed the weatheringproducts polishing the surface of the bedrock, leaving behind loose glacial deposits .

VIITTEET - REFERENSER - REFERENCES

Andersson, Birger, 1951 . Geologisk undersokning av Lill-Nagu . Kasikirjoitus (Manuskript) Abo AkademisGeologisk-mineralogiska institution .

Edelman, Nits, 1949 . Structural History of the Eastern Part of the Gullkrona Basin, SW-Finland, Bull .Comm. geol . Finlande 148, 48 s .

-, 1949a . Some Morphlogical Details of the Roches Moutonnees in the Archipelago of SW Finland . Bull .Comm. geol . Finlande 144, 129-137 .

-, 1954 . Kallioperakartta, 1033 Noto. Suomen geologinen kartta . 1 :100 000, 44 s .-, 1956 . Kallioperakartan selitys . Lehti 1033 Noto. Explanation to the Map of Rocks, 44 s .

1960 . The Gullkrona Region, SW Finland. Bull. Comm. geol . Finlande 187, 87 s .-, 1972 . A porphyroblastic Granite with Preserved Bedding . Geol . Foren . Stockholm Forh . 94, 193-211 .

1973 . Tension Cracks Parallel with the Axial Plane . Bull . Geol . Soc . Finland 45, 61-65 .-, 1982 . Some Metamorphic Pegmatites in the Finnish Archipelago . Julkaisussa Transformists' Petrology,

Ed . by Augustithis and Drescher-Kaden Athens, 177-188 .Edelman, Nils & Jaanus Jarkkala, Mirja 1983 . A Plate Tectonic Interpretation of the Precambrian of the

Archipelago of Southwestern Finland. Geol . Surv . Finland, Bull 325, 33 s .Eskola, Pentti, 1914 . On Petrology of the Orijarvi Region in Southwestern Finland . Bull. Comm. geol .

Finlande 40, 277 s .Hansen, Hans, 1944 . Geologische Beobachtungen in Scharenhof von Korpo-Nagu, Sudwest-Finland, Acta

Acad. Aboensis, Math . -Phys . XIV 12 . 92 s .Harme, Maunu, 1958 . Kivilajikartta . Lehti Bi Turku . Suomen geologinen yleiskartta 1 : 400 000 .-, 1960 . Kivilajikartan selitys . Lehti Bi Turku . With an English Summary . Suomen geologinen yleiskartta

1 :400 000 . 78 s .von Knotting, Oleg 1955 . A Mineralogical and Geochemical Study of the Metamorphic Iron Ores of S .W .

Finland . Kasikirjoitus (Manuscript), University of Leeds, 163 s .Lauren, Lennart, 1973 . Gravity Study of the Amphibolite Sycnline in Nagu, SW-Finland . Bull Geol . Soc .

Finland 45, 53-60 .Moberg, K . Ad., 1887 . Beskrifning till kartbladet No . 11 . Nauvo, Nagu, 47 s .-, 1890 . Kertomus karttalehteen No . 11 Nauvo, Nagu, 47 s .Pehtman, Gunnar, 1927 . Om en titanjarnmalm och omgivande bergarter p3 Attu landet i sydvastra

Finland . Acta Acad. Aboensis, Math . -Phys . IV 5, 83 s .-, 1931 . Uber eine Sulfidlagerstatte auf der Insel Attu in sudwestlichen Finland . Acta Acad . Aboensis IV

6, 52 s .-, 1932 . Ober optisch positiven Cordierit . Acta Acad . Aboensis, Math . -Phys . VI 11, 12 s.-, 1945 . Die Granitpegmatite von Kimito (SW-Finland) and ihre Minerale . Acta Acad . Aboensis XV 2, 84

S .

Schellekens, J.H., 1980 . Application of the garnet-cordierite geothermometer and geobarometer to gneissesof Attu, SW Finland ; an indication of P and T conditions of the lower granulite facies . N . Jb . Miner .Mh., H 1, 11-19 .

47

Julkaistut kallioperakartat (1 : 100 000) ja selitykset (*)Published maps of pre-Quaternary rocks (1 : 100 000) and explanations (*)

Julkaisuja myy / Publications may be purchased at :Maanmittaushallituksen karttapaino, Karttakeskus PasilaKayntiosoite : Pasilan virastokeskus, Opastinsilta 12 B

Postiosoite : PL 85, 00521 Helsinki 52tai/or

Maanmitaushallituksen kartanmyynti,Etelaesplanadi 4, SF-00130 Helsinki 13

15 . 1 . 1985

*0034 + 0043 Signilskar . 1978 . 2541 Kemi. 1972 .1011 Lagskar. 1978 . 2542+2524 Karunki. 1972 .

*1012 Maarianhamina. 1979 . 2543 Simo. 1975 .1013 Kokar 1981 . 2544 Runkaus . 1971 .1014 Foglo. 1980 . 2714 Kihlanki. 1981 .

*1021 Geta . 1978 . *2723 Muonio. 1980 .*1023 Kumlinge. 1978 . *3012 Pellinki . 1965 .1031 Ut6. 1983 . * 3021 Porvoo. 1964 .

*1033 Not6. 1954 . *3022 Lapinjarvi . 1962 .1034 Nagu . 1973 . 3023 + 3014 Kotka . 1970 .

*1242 Korsnas. 1960 . 3024 Karhula. 1965 .1343 Vexala. 1981 . 3041 Haapasaari. 1972 .2011 Hanko. 1970 . 3042 Hamina . 1973 .2012 Petni6 . 1955 . 3044 Vaalimaa . 1979 .2013 Jussaro . 1973 . *3111 Lahti . 1964 .

*2021 Salo . 1955 . *3112 Heinola . 1970 .*2022 Marttila . 1957 . 3113 Kouvola . 1963 .*2023 Suomusjarvi. 1955 . 3114 Vuohijarvi . 1969 .*2024 Somero . 1955 . *3121 Sysma. 1977 .*2032 Siuntio . 1960 . 3122 Joutsa. 1982 .2034 Helsinki . 1967 . *3123 Mantyharju . 1978 .

*2042 Karkkila . 1953 . 3131 Luumaki. 1975 .*2043 Kerava. 1969 . *3132 Savitaipale . 1965 .*2044 Riihimaki. 1956 . 3133 Ylamaa . 1979 .*2111 Loimaa . 1953 . *3134 Lappeenranta. 1964 .*2112 Huittinen . 1976 . *3142 Mikkeli. 1980 .*2113 Forssa . 1954 . *3144 Sulkava. 1966 .*2114 Toijala. 1973 . 3231 Haukivuori 1984 .*2121 Vammala . 1967 . 3232 Pieksamaki . 1971 .*2122 Ikaalinen . 1952 . 3233 Rantasalmi. 1973 .*2123 Tampere . 1961 . *3234 Varkaus . 1980 .*2124 Viljakkala-Teisko . 1953 . *3311 Viitasaari . 1966 .*2131 Hameenlinna. 1949 . 3312 Pihtipudas. 1969 .*2132 Valkeakoski . 1970 . *3314 Pielavesi . 1977 .*2133 Karkola . 1961 . 3323 Kiuruvesi . 1977 .*2134 Lammi . 1964 . 3334 Nilsia . 1981 .*2141 Kangasala. 1964 . 3422 Oulujoki. 1983 .2143 Padasjoki . 1971 . 3433 Sotkamo . 1981 .2144 Kaipola . 1973 . 3531 Jonku. 1977 .*2213 Kuru. 1960 . 3541 Rytinki. 1979 .*2214 Virrat . 1965 . 3543 Loukusa. 1980 .2222 Seinajoki . 1961 . 3642 Pelkosenniemi . 1979 .*2223 Alavus. 1970 . 3643 Kursu. 1967 .* 2224 Kuortane . 1971 . *3644 Vuotostunturi. 1983 .2231 Mant6 . 1976 . *3713 Sodankyla . 1979 .*2232 Keuruu . 1963 . 3714 Sattanen. 1980 .2241 Ahtari. 1970 . *4112+4111 Imatra . 1966 .2313 Alajarvi . 1979 . *4123+4114 Parikkala . 1982 .2321 Pietarsaari . 1981 . *4124 Punkaharju . 1980 .2322 Kokkola. 1980 . *4213 Kerimaki . 1975 .2323 Kaustinen. 1971 . *4222 Outokumpu . 1971 .

*2324 Kannus. 1961 . *4224 Kontiolahti . 1971 .2332 Perho. 1976 . *4231 Kitee. 1973 .

*2334 Kinnula. 1962 . *4232+4234 Tohmajarvi . 1967 .*2341 Lestijarvi. 1964 . 4241 Kiihtelysvaara. 1971 .*2342 Sievi . 1962 . 4242 Eno . 1983 .*2343 Reisjarvi . 1963 . 4243 Oskajarvi . 1975 .*2344 Nivala . 1962 . *4244 Ilomantsi. 1973 .*2413 Kalajoki . 1955 . *4311 Sivakkavaara . 1971 .*2431 Ylivieska . 1955 . *4411 Ontojoki . 1976 .*2432 Pyhajoki . 1957 . *4412 Hiisijarvi . 1973 .*2433 Haapavesi . 1958 . 4413 Kuhmo . 1978 .*2434 Vihanti. 1958 . 4524+4542 Kuusamo . 1973 .*2441 Raahe . 1958 . 4613 Rukatunturi . 1982 .*2443 Paavola. 1959 . 4621 + 4623 Salla . 1967 .

823

2l°

W42

2 2847 3821 3823

3911

3842

3841

7872

3a7}ce

30

11,

6

6

2

Karttalehtijako 1 : 100 000Map division

1 : 100 000

3911

3822

27 °

38441822

384 4821

Sex ce,2

1

ISBN 951-690-207-3

Ill 77217X4 3742 77<1-C721 1724

°68

3741 3743-472 L727

3732 3734-4712 4 714

33777}711--

®~I81G482I 3624 3642 38141822 1614