Barentsprojektet 2013. Regionalkartering i kartområdet 25N

barentsprojektet 2013

Regionalkartering i kartområdet 25N Haparanda, tidigare arbeten och resultat från fältarbetet 2013 Stefan Bergman, Ulf Bergström, Mehrdad Bastani, Johan Jönberger, Niklas Juhojuntti & Patrik Johansson

SGU-rapport 2014:07

februari 2014

Omslagsbild: Älgtorn på häll av metagabbro. Väster om Präntijärvi (7333852/895367). Foto: Ulf Bergström.

Sveriges geologiska undersökning Box 670, 751 28 Uppsala tel: 018-17 90 00 fax: 018-17 92 10 e-post: [email protected] www.sgu.se

INNEHÅLL Inledning 

................................................................ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

Berggrundsgeologisk översikt 

4

.. .................. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

8

Resultat från fältarbetet 2013  ..................... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Berggrundsenheter  . . .................................... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Simokomplexet  ...................................... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Torniointrusionen  ................................. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Sockbergetgruppen  ............................... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Kalixgruppen  ......................................... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Råneågruppen  . . ...................................... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Haparandasviten  ................................... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Linasviten  .. .............................................. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Strukturer, metamorfos och hydrotermalomvandlingar  . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2D- och 3D-modellering av geofysiska data  .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Naturresurser  .. .............................................. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

11 11 11 14 14 14 18 18 20 20 22 26

Referenser 

27

............................................................. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

3 (30)

INLEDNING Denna rapport redovisar preliminära resultat från berggrundskartering och geofysiska mätningar i Haparandaområdet under sommaren 2013. Arbetet ingår i en större regional undersökning av södra Norrbottens län, Barentsprojektet (http://www.sgu.se/sgu/sv/geol_kartering/barentsprojektet/index.html), och omfattar RT90-indexrutan 25N Haparanda (fig. 1). Syftet är att få ökad kunskap om berggrundens uppbyggnad och utveckling genom att ta fram grund­läggande information och att sammanställa en karta i skala 1:250 000. En tolkning av fördelningen av områdets berghällar (berggrundsblottningar) togs fram med hjälp av flygbilder och höjddata. Ett urval av dessa hällar och sådana från äldre berggrundsgeologiska undersökningar besöktes och dokumenterades. Berggrundsobservationer gjordes av Stefan Bergman och Ulf Bergström på 275 hällar. Observationstätheten var större i områden med komplex berggrund än med homogen berggrund. Enbart fastlandsdelen undersöktes eftersom berggrunden på öarna i skärgården praktiskt taget uteslutande är täckt av lösa avlagringar. En översiktlig magnetisk anomalikarta visas i figur 2. Geofysiska fältundersökningar, huvudsakligen gammaspektrometri, magnetiska markprofilmätningar och mätning av magnetisk susceptibilitet, utfördes av Mehrdad Bastani.

2012–2013

2014

2015

Områden färdigkarterade före 2012 eller under arbete (1:50 000)

Figur 1. Områden i södra Norrbottens län som är föremål för regional berggrundsundersökning inom Barentsprojektet.

Kaledonsk skollberggrund och rotfast sedimentär pålagring

Figur 2. Översiktlig magnetisk anomalikarta med läget för undersökningsområdet 25N Haparanda.

4 (30)

För att bestämma bergarternas petrofysiska egenskaper såsom densitet, magnetisk susceptibilitet och remanent magnetisering togs 63 bergartsprover. Det finns sedan tidigare petrofysiska analysdata i SGUs databas från 182 bergartsprover (fig. 3). Mätningar av berggrundens gammastrålning med handburen spektrometer gjordes på 103 lokaler belägna inom de framtolkade hällarna (fig. 4). På varje observationslokal gjordes åtta mätningar av den magnetiska susceptibiliteten på varje bergart. I figur 5 visas lägen för susceptibilitetsmätningar genomförda av både geologer och geofysiker. Lägesbestämningen skedde med handburen GPS. Markmätningar av det magnetiska totalfältet utfördes längs fem profiler med en total längd av drygt 28 km (fig. 5). Syftet med markprofilerna var att följa upp de mest intressanta magnetiska anomalierna. Tyngdkraftsmätningar utfördes i kartbladsområdet 25N Haparanda och dess omedelbara närhet av Patrik Johansson och Niklas Juhojuntti under perioden 19–27 augusti 2013. Syftet med mätningarna var i första hand att göra en regional förtätning av tyngdkraftsinformationen i projektområdet, men vi valde även att utföra profilmätningar över vissa magnetfältsanomalier för att bestämma deras eventuella densitetsavvikelser jämfört med omgivande berggrund. Vid regional tyngdkraftskartläggning eftersträvas ett mätpunktsavstånd på ca 1–1,5 km. Över vissa utvalda geofysiska anomalier utförs även profilmätningar med ett mätpunktsavstånd på ca 200 m. Det finns tyngdkraftsmätningar sedan tidigare i projektområdet men de är dels relativt få till antalet, dels väldigt ojämnt fördelade; allt från ett punktavstånd på mindre än en kilometer i de nordöstra delarna, till över fem kilometer i skärgården. Vi prioriterade att i största möjliga utsträckning bedriva regionala tyngdkraftsmätningar i skärgården med båt som transportmedel mellan öar, holmar och skär. De nya magnetfältsdata från flygmätningarna över havet har också fungerat som planeringsunderlag för våra tyngdkraftsmätningar. Den låga blottningsgraden av berghällar i skärgården innebär också att tyngdkraftsmätningar utgör ett mycket viktigt tolkningsunderlag för berggrundskartan. Under dagar med ogynnsamt väder till sjöss utförde vi istället bilburna mätningar på fastlandet och på Seskarö. Totalt mättes 211 nya tyngdkraftspunkter, varav 105 punkter på öar i skärgården. Profilmätningar utfördes längs hela Sandskärs utsträckning samt även på Seskarö och flera andra platser på fastlandet. Vissa av de befintliga tyngdkraftspunkterna mättes om för att verifiera kvaliteten hos de äldre mätningarna. Instrumenten som användes var en gravimeter av märket Scintrex CG-5 samt GNSS-utrustning från Topcon och barometrar för höjdbestämningarna. Projektområdet täcks av Lantmäteriets nya nationella höjdmodell (NNH) som har använts under bearbetningen för kontroll av höjdbestämningarna. Årets tyngdkraftsmätningar i projektområdet har knutits till Lantmäteriets nya baspunkt vid Salmis, strax utanför Hapa­ randa, och bearbetats i programvaran Geosoft. De terrängkorrigerade Bougueranomalierna är i referenssystemet RG82. De nya tyngdkraftsmätningarna har också säkerhetsgranskats av Lantmäteriet med hänsyn taget till rikets säkerhet. BERGGRUNDSGEOLOGISK ÖVERSIKT Den första berggrundskartan som publicerats över Haparandaområdet är i skala 1:300 000 (Ödman m.fl. 1949) och är baserad på arbeten för länskartan över Norrbottens län (Ödman 1957). Kartan över södra delen av dåvarande Västerbotten (Länsipohja) i skala ca 1:400 000 (Mikkola 1949) bygger på kartan i Ödman m.fl. (1949). Den mest detaljerade karteringen av området (skala 1:50 000) redovisas i en prospekteringsrapport av Claesson m.fl. (1982). Moderna berggrundskartor i skala 1:50 000 finns över omgivande områden mot väster och norr (Åhman m.fl. 1990, Wikström 1996, Åkerman & Kero 2011, 2012a). Området ligger inom den svekokarelska orogenen, öster om Pajalaskjuvzonen. Förekomsten av stora veckstrukturer gör att berggrundsenheter på olika stratigrafiska och strukturella nivåer 5 (30)

Figur 3. Bougueranomalikarta över kartbladsområdet 25N Haparanda. De vita prickarna visar lägena för tyngdkraftsmätningar, inklusive de från år 2013. Symboler med varierande storlek och färg visar densiteten för bergartsprover som analyserats på sina petrofysiska egenskaper. Analyseresultaten finns i SGUs databas. De framtolkade hällarna visas som grått raster.

6 (30)

Figur 4. Lägen för gammastrålningsmätningar på berghällar i kartbladsområdet 25N Haparanda. Symbolerna med olika färg och storlek visar variationen av kaliumhalten hos olika bergarter. Bakgrundskartan visar den uppmätta kaliumhalten från flygmätningarna 2010. Berghällar visas som grått raster.

7 (30)

Figur 5. Magnetisk anomalikarta över kartbladsområdet 25N Haparanda. Data är från 2010 års flygmätningar som SGU genomförde med 200 m linjeavstånd och en flyghöjd av ca 60 m. Flygmätningarna över havsområdet genomfördes 2012 med ett linjeavstånd på 400 m och en flyghöjd av ca 60 m. Symbolerna med olika färg visar medelvärden av magnetisk susceptibilitet (10 –5 SI-enheter) som mätts på berghällar. Vita linjer visar lägen för markprofiler och berghällar visas med vita ytor.

8 (30)

SIDERIUM–RHYACIUM

OROSIRIUM

blottas i den flacka terrängen. Bergarterna bildades under tiden neoarkeikum till paleoproterozoikum (siderium till orosirium). En schematisk översikt över områdets litostratigrafiska och litodemiska enheter visas i figur 6. Den arkeiska berggrunden i Haparandaområden har i Sverige kallats Kukkola gnejskomplex (Silvennoinen m.fl. 1987) och är den direkta fortsättningen av den finska Kuivaniemisviten i Simo­komplexet (http://geodata.gtk.fi/FinStrati/). I denna rapport används det finska namnet. En datering med U-Pb-zirkonmetoden av en gnejs i Kukkolaområdet gav åldern 2,67 miljarder år (Öhlander m.fl. 1987). Simokomplexet intruderas av Torniointrusionen (Söderholm & Inkinen 1982), även kallad Kukkolaintrusionen av Filén (2001), som antas ha en ålder av ca 2,44 miljarder år, och hänförs till Peräpohjasviten (http://geodata.gtk.fi/FinStrati/). Andra intrusioner i denna svit har daterats med U-Pb-metoden till 2 433±4 och 2 428±35 miljoner år (Kemi respektive Penikat, Perttunen & Vaasjoki 2001). Torniointrusionen påträffades under prospekteringsarbeten i Finland under åren 1979–1980 (Söderholm & Inkinen 1982), och under de följande åren skedde prospektering även i Sverige i den svenska delen av Torniointrusionen (Claesson m.fl. 1982, 1983, Lundmark 1984), först för krom och senare även för platinagruppens metaller och guld. Den första kartan som visar intrusionens utbredning presenterades av Claesson & Hålenius (1981). Mäktigheten varierar mellan några meter och ca 200 m. Ultrabasiska bergarter som redovisades i prospekteringsrapporterna är metapyroxenit, metaperidotit, hornbländit, serpentinit och talk-karbonatbergarter. Basiska bergarter är metanorit, metagabbro, amfibolit och anortosit som uppträder som lager. I de ultrabasiska bergarterna förekommer tunna band av kromit och disseminerad kromhaltig magnetit. Serpentinisering och klorit-talk-karbonatomvandling har skett i varierande grad. Från ett borrhål rapporteras en 50 m bred intrusion av pyroxenit och peridotit i vulkaniter och från ett annat borrhål en 40–50 m mäktig gabbrointrusion i en metasedimentär bergart (Lundmark 1984). Om korrelationen mellan Torniointrusionen och de intrusioner

Råneågruppen

Linasviten (ca 1,8 Ga) Vitgrundetformationen

Sockbergetgruppen/ Kalixgruppen Karlsborgsformationen

Haparandasviten (ca 1,88 Ga)

NEOARKEIKUM

X Torniointrusionen (ca 2,45 Ga) Simokomplexet

Figur 6. Litostratigrafiska och litodemiska enheter i Haparandaområdet. Enheternas mäktigheter är inte skalenliga. Referenser till namnen ges i texten. Det grå enheten markerad med ”X” motsvarar metamorfa ytbergarter som intruderas av Torniointrusionen.

Deformation och metamorfos

9 (30)

som i Finland daterats till ca 2,44 miljarder år är korrekt, så innebär det att de intruderade ytbergarterna är minst lika gamla som intrusionerna, och bildade under tidsintervallet neoarkeikum–siderium. Bergarter på denna stratigrafiska nivå har inte tidigare beskrivits i denna region. De ovan nämnda enheterna utgör underlaget till karelska ytbergarter (Sockbergetgruppen och Kalixgruppen) med åldrar kring 2,1 miljarder år. Sockbergetgruppen (Silvennoinen m.fl. 1987, Lundqvist m.fl. 1996) har stor utbredning nordost om Kalix (Wikström 1996) och är samma enhet som den som benämndes Kuusijärvi kvartsitformation söder om Överkalix (Sjöstrand m.fl. 1984). Denna beskrivs som bestående av finbandad, kvartsitisk till fältspatkvartsitisk gnejs, ibland växellagrande med eller gradvis övergående i biotitgnejs. Sockbergetgruppen och Kalixgruppen (se nedan) motsvarar sannolikt Kivalogruppen (Perttunen m.fl. 1995) i Peräpohja skifferbälte i Finland. Sex kvartsitprover från olika formationer i Kivalogruppen har alla U-Pb-zirkonåldrar som visar en arkeisk provenans (Perttunen & Vaasjoki 2001). Svenonius (1915) avsåg med Kalixgruppen de lagrade bergarter som består av eruptiva grönstenar, dolomitisk karbonat, kalkkarbonat och skiffrar av olika slag samt underordnade partier med tydlig sandstensstruktur. Andra namn som använts för dessa ytbergarter i Kalixområdet är Kalixserien (Åhman 1960), Kalix grönstens- och skifferbälte (Lager & Loberg 1990) och Kalix greenstone belt (Öhlander m.fl. 1992). Detaljerade sedimentologiska studier av ytbergarterna i Kalixområdet har gjorts av Lager & Loberg (1990) och Wanke & Melezhik (2005). Dessa författare delar in ytbergarterna i en undre, en mellersta och en övre grupp. Den undre gruppen består huvudsakligen av fin- och medelkorniga grönstenar. Den mellersta gruppen indelas i en undre formation med basisk vulkanoklastit, kalksten och kvartsit, en mellersta formation med omväxlande massiv och amygdaloid lava, och en övre formation med dolomit och kvartsit. Den övre gruppen består huvudsakligen av skiffer och basisk metavulkanoklastit. Lagerföljden återspeglar avsättning i en riftmiljö, som utvecklas via en marint påverkad, riftad kontinentkant till en kontinentalsockel med karbonatavsättning. Dolomit från Kalixområdet har åldersbestämts med blyisotopmetoden till ca 2,1 miljarder år (Öhlander m.fl. 1992). Kolisotopsammansättningens variation i olika delar av lagerföljden överensstämmer dessutom med den globala, tidsbestämda utvecklingskurvan vid ca 2,1 miljarder år (Melezhik & Fallick 2010). Med nuvarande innebörd ingår inte den översta skifferenheten (Råneågruppen) i Kalixgruppen (Silvennoinen m.fl. 1987, Åhman m.fl. 1990). Här används den indelning och nomenklatur (Karlsborgs- och Vitgrundetformationerna) som beskrivs av Åhman m.fl. (1990) och används av Lundqvist m.fl. (1996). Råneågruppen (Silvennoinen m.fl. 1987) överlagrar Sockberget- och Kalixgrupperna och domineras av metasiltsten och metagråvacka, i många fall utbildad som skiffer. Metamorfa indikatormineral i denna enhet är kända sedan länge. Geijer (1931) nämner att en mörkgrå skiffer med cordierit finns vid vägen mellan Sangis och Säivis, och andalusit- och cordieritskiffrar från samma område nämns av Mikkola (1949). Ödman (1957) anger att “konkretionära bildningar av ett duväggs storlek med en kolig substans” har iakttagits i skifferområdet norr om Säivis. Vulkaniska inlagringar förekommer i Råneågruppen, både mafiska och felsiska (25M Kalix NO, Wikström 1996; Storberget, 26M Överkalix SV, Åkerman & Kero 2012b). I angränsande områden i Finland utgörs den yngsta litostratigrafiska enheten av fyllit och svartskiffer i Martimoformationen (Perttunen 1985), som hänförs till den informella enheten Lower Kaleva (2,06–1,95 miljarder år, http://geodata.gtk.fi/FinStrati/). Råneågruppen i Sverige brukar inkluderas i de svekofenniska ytbergarterna, som anses vara yngre än ca 1,96 miljarder år. Ytterligare information behövs för att avgöra om Råneågruppen och Martimoformationen kan anses vara samma enhet. Under namnet Haparandasviten (fig. 6) sammanfattas en rad intrusioner i de ovan nämnda bergarterna som består av metamorfoserad granitoid, dioritoid och gabbro med en ålder av 10 (30)

ca 1,88 miljarder år. Ursprungligen användes namnet Haparandaserien för en grupp av intrusioner av granit, granodiorit, kvartsdiorit och gabbro i Haparandaområdet (Ödman m.fl. 1949) och senare även för liknande bergarter längre norrut (Ödman 1957). Detta namn och det nu mer korrekta ”Haparandasviten” är sedan dess i allmänt bruk. Resultat från modalanalys av Ödman (1957) och Perttunen (1991) visar att de flesta prover har en dioritoid (eller gabbroid) sammansättning. Det finns en tydlig kvartsfattig trend från diorit (eller gabbro) till kvartsmonzonit, och en mindre tydlig, kvartsrikare trend från diorit till granitoid. Ödman (1957) noterade att diopsid förekommer här och var inom intrusionen väster och norr om Haparanda. Förekomst av diopsid åtföljs av minskad halt av kvarts och mikroklin, och lokalt finns hypersten tillsammans med diopsid. Öhlander (1984) använde geokemiska data och föreslog att Haparandasviten är av I-typ och bildades i en kompressiv miljö. I en sammanställning av geokemiska och Sm-Nd-isotopdata visade Mellqvist m.fl. (2003) att Haparandasviten har en alkalin kalkalkalin trend och huvudsakligen negativa εNd(t)-värden. Slutsatsen var att bergarterna bildades i en kontinental magmatisk båge genom uppsmältning av arkeiskt kontinentalt och utarmat mantelmaterial vid subduktion av proterozoisk litosfärmantel. Den yngsta enheten på fastlandet är Linasviten (Linagranit, Holmqvist 1905) som enbart utgörs av ca 1,8 miljarder år gammal granit. Under Bottenviken finns ett område med meso- till neoproterozoisk sandsten, siltsten och lersten (Muhosformationen, Lundqvist m.fl. 1996) och dessa bergarter finns sannolikt också i undersökningsområdets sydvästligaste del, väster om Sandskär. De viktigaste strukturerna är stora veck som styr geometrin för berggrundsenheterna. Det är en stor kontrast i metamorfosgrad mellan den arkeiska och den paleoproterozoiska berggrunden. Efter arkeisk metamorfos i amfibolitfacies med migmatitbildning skedde proterozoisk metamorfos i övre grönskifferfacies och ställvis i amfibolitfacies med begynnande uppsmältning. Väster om Haparandaområdet har det påvisats att en migmatitiseringshändelse ägde rum före 1881±8 miljoner år sedan (Wikström m.fl. 1996). Detta är åldern för Bläsbergsgångarna, som skär över de migmatitiserade bergarterna ca 25 km väster om Kalix. Åldern för en yngre migmatitiseringshändelse för 1783±3 miljoner år sedan ges av en U-Pb-datering av monazit och zirkon från en granit vid Klinten, 15 km väster om Kalix, som intruderade samtidigt med migmatitisering i sidoberget (Wikström & Persson 1997). Båda migmatitiseringshändelserna tolkas vara associerade med rörelser i Pajalaskjuvzonen. Den mest betydelsfulla naturresursen är för närvarande bergmaterial, som bryts i ett flertal bergtäkter. Prospektering efter krom, platinagruppens metaller och guld har bedrivits i Torniointrusionen. RESULTAT FRÅN FÄLTARBETET 2013 Resultaten från fältarbetet 2013 sammanfattas i texten nedan. En preliminär berggrundskarta visas i figur 7. Berggrundsenheter Simokomplexet Den arkeiska berggrunden i Kukkolaområdet är blottade i en antiklinal med nordväst–sydostligt strykande axialplan runt Leipijärvi och är den nordvästliga fortsättningen av Simokomplexet, som har stor utbredning mot sydost i Finland. De arkeiska bergarterna i Kukkolaområdet utgörs av metatonalit, metatrondhjemit, metagabbro, metagranit och amfibolit (fig. 8a–c). De är omkristalliserade och har gnejsig struktur och är i många fall bandade och ådrade. I vissa hällar dominerar en ljus metagranitoid med amfibolitinneslutningar som tolkas som en diatexitisk migmatit. Metamorfosgraden i Simokomplexet är högre än i de omgivande proterozoiska 11 (30)

890000

895000

900000

905000

910000

915000

920000

Kärrbäck

7340000

7345000

7350000

Tossa

Kukkola Leipijärvi

Torrberget

Revonsaari Långträsk

7335000

Risujärvi

Präntijärvi 7330000

Haparanda Vuono Sangis Säivis

7325000

Salmis

Bodön

7320000

Säivisnäs

7305000

7310000

7315000

Seskarö

0

2

4

6

8

10 km Sandskär

Berggrundsobservation 2013

Metagabbro (Haparandasviten)

Magnetisk konnektion

Metasiltsten och metagråvacka (Råneågruppen)

Deformationszon

Dolomitmarmor och metasandsten (Vitgrundetformationen)

Synklinal

Metabasalt (Karlsborgsformationen)

Antiklinal

Metasandsten (Sockbergetgruppen)

Granit (Linasviten)

Metagabbro och metaultramafit (Torniointrusionen)

Metagranodiorit–tonalit (Haparandasviten)

Metagranitoid, metagabbro och amfibolit (Simokomplexet)

Metadioritoid (Haparandasviten)

Figur 7. Preliminär karta över berggrunden i kartbladsområdet 25N Haparanda. De magnetiska konnektionerna är från Sjöstrand & Henkel (opubl.).

12 (30)

A

B

C

D

E

Figur 8. Bergarter från Simokomplexet och Tornio­ intrusionen. Koordinater anges i SWEREF99. A. Migmatitisk metatonalit (7344554/906492). Foto: Ulf Bergström. B. Boudinerat amfibolitlager i gnejsig diatexitisk migmatit (7342324/906794). Foto: ­Stefan Bergman. C. Veckade migmatitiska orto­gnejser med brant axialplan och flack veck­axel. Vy mot nordväst (7340220/913396). Foto: ­Stefan Bergman. D. Metagabbro (7341542/913381). Foto: Stefan Bergman. E. Metaultra­mafisk bergart med sekundär ljus amfibol och karbonat (7341542/913381). Foto: Stefan Bergman.

bergarterna och det är i allmänhet oproblematiskt att skilja bergarterna åt. Bergarterna i Simokomplexet visar varierande fysikaliska egenskaper. Metatonalit har kaliumhalter mellan 1 och 2 % (fig. 4), densiteter mellan 2 750 och 2 850 kg/m3 (fig. 3) och måttliga susceptibilitetsvärden med i genomsnitt ca 1 000 × 10 –5 SI-enheter. Metatrondhjemit visar mer eller mindre samma kaliumhalt men innehåller mindre uran och torium. Dessutom har bergarten betydligt lägre susceptibilitet (genomsnittet är lägre än 100 × 10 –5 SI-enheter) än metatonaliten. Däremot har metagabbro en betydligt högre susceptibilitet (genomsnittet är högre än 3 000 × 10 –5 SI-enheter), mycket lägre strålningsnivå (t.ex. kaliumhalt 2 950 kg/m3), jämfört med metatonaliten och metatrondhjemiten. I den centrala delen av en antiklinal vid Präntijärvi (fig. 7) finns en lågmagnetisk anomali i ett område med oblottad berggrund som preliminärt tolkas orsakas av arkeisk berggrund. Hällar i kanten av detta område består av metasandsten och leukokratiska metamorfa bergarter. En geofysisk modell av detta område presenteras i avsnittet om 2D- och 3D-modellering nedan. Berggrunden i skärgården söder om Haparanda är tolkad 13 (30)

A

B

Figur 9. Bergarter från Sockbergetgruppen. A. Metatexitisk metasandsten. Det finns äldre, mycket tunna ådror som är parallella med foliationen, och yngre, röda, delvis överskärande ådror (7333712/894311). B. Veckad metasandsten med glimmerrika band (7333712/894311). Foton: Stefan Bergman.

som en västlig fortsättning av Simokomplexet i Finland (fig. 7), men hällobservationer som kan stödja denna tolkning är inte kända i området. Torniointrusionen Bergarter som tillhör Torniointrusionen har enbart observerats vid en lokal vid Revonsaari, nära Torneälven. Där uppträder folierad, medelkornig metagabbro (fig. 8d) med diffus avgränsning mot ultramafit. I den senare finns lokalt omvandlingszoner med blekgrön amfibol och karbonat (fig. 8e). Lagring har inte observerats. Metagabbron genomskärs av en 1–10 cm bred gång med intermediär sammansättning. I övrigt är enhetens sammansättning, utbredning och kontaktrelationer med omgivande bergarter enbart känd genom prospekteringsborrningar. Sockbergetgruppen Metasandsten som tillhör Sockbergetgruppen finns i två antiklinaler i områdets västra del, norr om Sangis respektive vid Präntijärvi. Metasandstenen är kvarts-fältspatdominerad, delvis kvartsrik och har glimmerrika lager (fig. 9). På vissa ställen förekommer amfibolitband. Förutom de kvarts-fältspatdominerade respektive glimmerrika band som tolkas definiera lagring har inga primära strukturer observerats. Fuchsit har observerats på ett flertal ställen längre i norr och väster (Sjöstrand m.fl. 1984, Wikström 1996) men ännu inte i Haparandaområdet. Tunna kvarts-fältspatådror, oregelbundna granitansamlingar och överskärande granitgångar är vanliga. Sockbergetgruppen överlagras av Råneågruppen (se nedan). Generellt sett visar mätningar på hällar att Sockbergetgruppens bergarter har högre susceptibilitet, högre kaliumhalter och lägre densiteter (enligt befintliga data i SGUs databas) än Råneågruppens bergarter. Kalixgruppen Kalixgruppen är indelad i en undre och en övre formation. Den undre Karlsborgsformationen (Åhman m.fl. 1990) domineras av basiska metavulkaniska bergarter. I Haparandaområdet har formationen sin största fastlandsutbredning i en antiklinal sydost om Sangis. Bergarter i Karlsborgsformationen har generellt en ganska hög magnetisk susceptibilitet med upp till 12 000 × 10–5 SI-enheter men på vissa hällar erhölls betydligt lägre värden, ner till 200 × 10–5 SIenhe­ter (se fig. 5). Ett bandat mönster på den magnetiska anomalikartan över delar av havsområdet tolkas som att enheten har stor utbredning där. Vid en jämförelse mellan Bougueranomalikartan (fig. 10) och den magnetiska anomalikartan (fig. 11) syns t.ex. intressanta rumsliga korre14 (30)

Figur 10. Tyngdkraftsfältet, uttryckt som Bougueranomali (RG82), över kartbladsområdet 25N Haparanda med omnejd. Bougueranomali ger en bild över markens massfördelning i de översta kilometrarna av jordskorpan. Oftast orsakas positiva anomalier i tyngdkraftsfältet av mer basiska bergartsled medan negativa anomalier orsakas av sura bergarter. Svarta plustecken visar lägen för äldre tyngdkraftsmätningar och gula cirklar visar lägen för tyngdkraftsmätningar utförda under 2013. Isolinjernas ekvidistans är 0,5 mGal.

lationer mellan massöverskottet vid Sandskär (längst i söder) och de högmagnetiska anomalierna som korsar ön i öst–västlig riktning. Detta indikerar att de magnetiska strukturerna orsakas av berg­arter som både har en hög densitet (dvs. troligen har basisk sammansättning) och är relativt rika på magnetit. Bandad metabasaltisk tuff (fig. 12a) är den dominerande bergarten i Karls15 (30)

Figur 11. Magnetisk anomalikarta över kartbladsområdet 25N Haparanda med omnejd. Svarta plustecken visar lägen för äldre tyngdkraftsmätningar och gula cirklar visar lägen för tyngdkraftsmätningar utförda under 2013.

borgsformationen. Banden är växlande mörka och ljusa och är vanligen en eller ett par centimeter mäktiga. På många ställen finns decimeterstora linser av marmor. Massiva lager som utgörs av lavaflöden är underordnade. I dessa förekommer amygduler fyllda med kvarts eller amfibol och fältspat (fig. 12b). Kring antiklinalerna vid Präntijärvi och Leipijärvi finns några hällar med bandad basisk metavulkanit som också tolkas ha tuffursprung. Den lägsta uppmätta kaliumhalten (0,1 %) finns hos den basiska metavulkaniska bergarten som uppträder sydost om Sangis. Vitgrundetformationen (Åhman m.fl. 1990) är den övre formationen i Kalixgruppen. I Hapa­ randaområdet förekommer bergarter som tillhör formationen på två platser vid flankerna av 16 (30)

A

C

B

D

E

Figur 12. Bergarter från Kalixgruppen. A. Bandad metabasaltisk tuff (7324239/890604). B. Amygdulförande metabasalt (7326485/889055). C. Dolomit med silikatrikt lager och stromatoliter (7325076/888937). D. Dolo­ mit med stromatoliter inlagrad i kvartsrik metasandsten (7324574/891957). E. Korsskiktad metasandsten (7325992/888902). Foton: Stefan Bergman.

antiklinalen sydost om Sangis. Uppåtbestämningar på båda platserna bekräftar att strukturen är en antiklinal. Bergarterna utgörs huvudsakligen av dolomit och kvartsit, och primära strukturer är välbevarade. Särskilt utmärkande är de stromatolitstrukturer i dolomit som först noterades av Geijer (1931) i Kalix skärgård. Dolomit förekommer ofta växellagrande med kvartsit, i en del fall vackert korsskiktad. Vid Säivisnäs finns en häll där berggrunden domineras av metaargillit, som förekommer underordnat i Vitgrundetformationen. Kalixgruppens stratigrafiska relation till Sockbergetgruppen är oklar. Väster om Präntijärvi finns enheterna i närheten av varandra men några primärstrukturer som anger uppåtriktning har inte observerats där. Enligt den bildningsmodell som ges av Melezhik & Fallick (2010) 17 (30)

skulle Kalixgruppen och Sockbergetgruppen vara ungefär likåldriga och utgöra olika vulkanosedimentära facies. Råneågruppen Råneågruppen består av metasiltsten och metagråvacka med i många fall tydlig lagring eller skiktning (fig. 13a). Graderad skiktning är endast lokalt bevarad. Bergarterna är vanligen starkt folierade, veckade och kvartsådrade. I den nordvästra delen av området, där metamorfosgraden är högre än i sydost, finns biotitskiffer. Cordieritporfyroblaster är vanliga (fig. 13b) och andra observerade metamorfa mineral är andalusit, granat och staurolit. Kaliumhalten för metagråvacka är mellan 2 och 3 % (fig. 4) och susceptibilitetsmätningar ger låga värden (genomsnitt lägre än 50 × 10 –5 SI-enheter, fig. 5). Befintliga densitetsdata från SGUs databas visar densiteter mellan 2 650 och 2 750 kg/m3. Råneågruppens bergarter orsakar en lågmagnetisk anomali på kartan (se fig. 5). Susceptibilitetsmätningar på hällar av metasiltsten öster om Sangis uppvisar omväxlande höga (upp till 6 500 × 10 –5 SI-enheter) och låga (ner till 50 × 10 –5 SI-enheter) värden. Hällar med denna bergart återfinns i området av den bandade, nordnordostligt strykande högmagnetiska anomalin öster om Sangis. Nordost om Långträsk finns hällar av metagråvacka som ligger inom en lång och relativt lågresistiv och lågmagnetisk zon (fig. 14). I Risujärviområdet finns inlagringar av metavulkanit med ryolitisk och dacitisk sammansättning i Råneågruppen (fig. 13c). I metaryolit har mycket små plagioklasströkorn observerats och det finns diffusa tecken på att bergarten ursprungligen varit glasrik. Denna bergart tolkas vara avsatt genom ett syn-eruptivt, vulkanoklastiskt massflöde under vatten. Haparandasviten Inom kartområdet 25N Haparanda bildar Haparandasviten två större massiv. Bergarterna i det stora massivet väster om Haparanda är kvartsfattiga och har övervägande dioritoid sam-

A

C

18 (30)

B

Figur 13. Fotografier av bergarter från Råneågruppen. A. Metasiltsten med lager av metasandsten. Förskiffringen (parallell med pennan) bildar en vinkel mot lagringen (7326821/888348). Foto: Stefan Bergman. B. Rikligt cordieritförande metasiltsten (7334349/893010). Foto: Stefan Bergman. C. Massiv, glimmeromvandlad metaryolit med kvartsfyllda sprickor (7336390/889652). Foto: Ulf Bergström.

mansättning (fig. 15a), medan de är kvartsrikare och har granitoid sammansättning i massivet nordväst om Kukkola. En jämförelse med berggrundskartor från omgivande områden (t.ex. Perttunen 1991, Wikström 1996, Åkerman & Kero 2011) visar att det norra massivet är en del av ett diskontinuerligt bälte av metagranitoid från området öster om Karunki i Finland till området väster om Kalix. Som konstaterats av Ödman (1957) förekommer pyroxen på ett flertal ställen i massivet väster om Haparanda. Metadioritoiden har i dessa fall vanligen en brun färgton, vilket är vanligt i det centrala, högmagnetiska området. I de lägre magnetiserade områdena mot söder och väster har pyroxen inte observerats utan hornblände är den dominerande mörka fasen; i övrigt är mineralsammansättningen likartad. Gammastrålningsmätningar av metadioritoid med hög susceptibilitet i det högmagnetiska området visar kaliumhalter mellan 2 och 3 % och densiteter (från SGUs databas) mellan 2 750 kg/m3 och 2 850 kg/m3. På ett par hällar med lägre susceptibilitet är kaliumhalten över 3 %. I kartområdets norra del finns en rundad bergartskropp som främst genom observationer av lokala block bedömts utgöras av metagabbro i Haparandasviten. Metagabbron kring antiklinalen vid Präntijärvi, som där intruderat som lagergångar i ytbergarterna, tolkas preliminärt tillhöra Haparandasviten, men ett släktskap med de basiska metavulkaniterna i Kalixgruppen

Figur 14. Resistivitetskarta baserad på VLF-data över kartbladsområdet 25N Haparanda. Linjer med olika färger visar preliminärt tolkade lineament (blå: magnetfältsdata, grön: resistivitetsdata, svart: höjddata). De flesta lineament kan tolkas som förkastningar i berggrunden. De vita tjocka linjerna visar lägen för stora kraftledningar, och berghällar visas med vita ytor.

19 (30)

kan inte uteslutas. Epidotrika, rundade inneslutningar är karaktäristiska i detta område. På den magnetiska anomalikartan (fig. 5) uppträder metagabbron kring antiklinalen som en tydlig, bandad högmagnetisk anomali som korrelerar bra med uppmätta höga susceptibiliteter (upp till 12 000 × 10 –5 SI-enheter). Metagabbron har en densitet som är högre än 2 950 kg/m3. Däremot visar inte Bougueranomalikartan höga anomalier i samma område. Orsaken kan antingen vara att metagabbron är för smal eller att antalet tyngdkraftsmätningar är för få (se diskussionen i modelleringsdelen nedan). I närheten av Haparanda förekommer metagabbro och metakvartsmonzonit tillsammans (fig. 15b). Kontaktrelationerna tyder på magmablandning. Mafiska magmatiska enklaver, som är vanliga i metadioritoiden i det västra massivet på många ställen, tyder också på denna process. Finkorniga, centimeter- till halvmeterbreda gångar med intermediär sammansättning har observerats på ett flertal ställen, främst i Karlsborgsformationen. Exempelvis finns ett stort antal gångar med finkornig grundmassa och strökorn av kvarts och fältspat i metabasaltisk tuff på en välblottad del av Säivisnäs. Foliationen i Haparandasvitens bergarter är i allmänhet svag och det är ovanligt att finna någon mätbar lineation. På några ställen har deformationen tagits upp av centimeterbreda plastiska skjuvzoner. Linasviten I de nordvästra delarna av kartområdet uppträder ett större massiv med granit som bedöms höra till Linasviten. Det finns två texturella huvudtyper: en grå, grovkornig eller porfyrisk typ som förekommer i den sydöstra delen, och en röd, jämnkornig och medelkornig typ (fig. 15c–d) som bildar ett cirkulärt massiv i nordväst. Inom utsträckningen för den grå typen uppträder på den magnetiska anomalikartan diffusa bandade mönster, som man kan koppla till observationer av magmatisk flytstruktur. Den röda graniten är sannolikt något yngre än den grå och uppträder som mindre intrusioner i de senare. Övergången mellan de två typerna är diffus. Vid Torrberget i kartområdets västra del har magma av den grå typen intruderat ytbergarter och Haparandasvitens bergarter och bildat en megabreccia. Associerade till graniten finns också en uppsjö av granitiska eller aplitiska gångar i megaxenoliterna (fig. 15e). Några mindre massiv av fint medelkornig, röd, massformig granit finns i Sangisområdet. Strålningsmätningar visar att bergarterna i Linasviten har de högsta halterna av kalium, torium och uran i området 25N Haparanda. Kaliumhalten varierar mellan 3 och 4 % och på ett par lokaler överstiger den 4 %. Susceptibiliteten är lägre än 1 000 × 10 –5 SI-enheter och graniternas densitet ligger under 2 650 kg/m3. Strukturer, metamorfos och hydrotermalomvandlingar De viktigaste strukturerna är stora veck, med våglängder av 7 till 10 km, som styr geometrin för berggrundsenheterna. Mindre, asymmetriska veck är vanliga i lagrade bergarter. I Råneågruppens bergarter bildar på många ställen förskiffringen en vinkel till lagringen (fig. 13a). Den tektoniska foliationen (förskiffring och gnejsighet) stryker generellt nordväst–sydost i den östra delen och nordnordväst–sydsydost i den västra delen av området. Deformationsgraden är störst i den arkeiska berggrunden och i de glimmerrika metasedimentära bergarterna. Den penetrativa plastiska deformationen skedde innan Linasvitens bergarter intruderade (fig. 15e). Lokalt har dock mylonitiska bergarter påträffats i Linasvitens granit (fig. 16a). De visar sinistral rörelse i en zon som sannolikt är en del av samma system som den större nordnordväst–sydsydostliga zon som finns i kartområdets västra kant. Centimeterbreda plastiska skjuvzoner i olika riktningar finns på några ställen i Haparandasvitens bergarter (fig. 16b). En preliminär analys av deras riktning och kinematik visar att de bildades under ungefärlig nord–sydlig förkortning. En lineamentstolkning av geofysiska data visar två huvudriktningar för lineament som troligen utgörs av förkastningar: en i nord–syd till nordnordväst–sydsydost och en i västnordväst–ostsydost till västsydväst–ostnordost (fig. 14). 20 (30)

A

B

C

D

E

Figur 15. Bergarter från Haparandasviten och Lina­ sviten. A. Metadioritoid med mafiska och komplexa magmatiska enklaver. Den största enklaven är 25 cm lång (7329900/910975). Foto: Stefan Bergman. B. Metagabbro med diffusa kontakter till metakvartsmonzonit (7330620/912530). Foto: Stefan Bergman. C. Röd, jämnkornig granit (7325953/890201). Foto: Stefan Bergman. D. Grå, porfyrisk granit. Rektangulära strökorn definierar en magmatisk flytstruktur (7344518/896339). Foto: Ulf Bergström. E. Foliation i metadioritoid klipps av granitgång (7342052/892553). Foto: Ulf Bergström.

Det är en stor kontrast i metamorfosgrad mellan den arkeiska och den paleoproterozoiska berggrunden. Den arkeiska berggrunden är metamorfoserad under arkeisk tid i amfibolitfacies och migmatitbildning är vanlig. I den proterozoiska berggrunden finns välbevarade primärstrukturer och metamorfosgraden uppgår till övre grönskifferfacies eller undre amfibolitfacies i de östra och södra delarna. Viktiga indikatormineral är cordierit och andalusit. Metamorfosgraden ökar mot nordväst och åtföljs av begynnande uppsmältning av glimmerrika bergarter. I karbonatsten vid Bodön finns lagerparallella och överskärande gångar som domineras av finkornig kvarts. I kvartsen finns mörka band som är parallella med karbonatstenens lagring, vilket tyder på att kvartsen är resultatet av silicifiering, där kvarts har ersatt karbonat utan större materialomfördelning i övrigt (fig. 16c). 21 (30)

A

B

C

Figur 16. A. Mylonitiserad grovkornig granit med CS-strukturer som visar sinistral rörelse. Torrberget (7345057/886574). Foto: Ulf Bergström. B. Metadioritoid med konjugerande, små plastiska skjuvzoner (7336077/899389). Foto: Stefan Bergman. C. Silicifierad dolomit. Bodön (7325076/888937). Foto: ­Stefan ­Bergman.

2D- och 3D-modellering av geofysiska data En preliminär modellering av flygmagnetiska data har gjorts längs två profiler (2D) och i ett 15 × 9 km stort område (3D). Figur 17 visar lägena för profilerna och området för 3D-modelleringen. Profilerna korsar de avlånga, högmagnetiska anomalierna och 3D-området omfattar flera intressanta anomalier orsakade av geologiska strukturer. Längs profil 1 och 2 har vi också modellerat (inversion) VLF-data för att jämföra susceptibilitets- och resistivitetsmodellerna. Susceptibilitetsmodellen (fig. 18b) visar kroppar med brant stupande kontakter och höga magnetiseringsnivåer i den centrala delen av profilen (mellan 500 och 1 700 m). För att skapa susceptibilitetsmodellen har vi använt uppmätta susceptibiliteter på berghällar som ligger i närheten av profilen. I den centrala delen av profilen kan susceptibilitetsmodellen tolkas på två sätt: a) Med hänsyn till att den mörkblå och den röda kroppen har susceptibilitet av samma storleksordning, kan de representera veckflanker i en mindre antiklinal. b) Det kan vara kontakt mellan två olika bergarter. Fältobservationer visar att den mörkblå kroppen är en metakvartsmonzodiorit och den röda är en metabasalt, vilket tyder på att alternativ (b) är en mer relevant tolkning. I kontakten mellan metakvartsmonzodioriten och metabasalten finns en drygt 100 m bred lågmagnetisk och lågresistiv zon som kan tolkas som en mindre sprickzon. Man bör observera att p.g.a. skillnader i modelleringsteknik uppträder zonen bredare i resistivitetmodellen. 22 (30)

Figur 17. Lägen för profiler och området för 3D-modellering visas med vita linjer.

23 (30)

A

B

C

Figur 18. Modelleringsresultat längs profil 1. A. Uppmätt och beräknat magnetfältsdata. B. 2D-susceptibilitetsmodell. Susceptibilitetsvärden anges som 10 –5 SI-enheter. C. Resistivitetsmodell från 2D-inversion av VLF-data (se fig. 17 för läget av profilen).

Vi har använt Geosofts nyutvecklade program VOXI för att genomföra en 3D-inversion av flygmätta magnetfältsdata. Enligt geologiska fältobservationer omfattar det utvalda området (fig. 17) bergarter som tillhör olika enheter (se fig. 7). 3D-modellen är uppbyggd av mindre block (”model mesh”, fig. 19a) med en viss storlek som styr upplösningen i slutliga modellen. Blocken har en längd och bredd på 200 m och en ökande tjocklek mot djupet. Den slutliga modellen är resultatet av en iterativ procedur där anpassningen till uppmätta data når en acceptabel nivå. Figur 19b visar den slutliga 3D-susceptibilitetsmodellen. För att kunna se mer detaljer har en sned sektion presenterats. Vi har också visat 3D-ytor (isoytor) som har samma beräknade magnetiska susceptibilitet för att kunna åskådliggöra geologiska strukturer på ett mer effektivt sätt. De röda ytorna (susceptibilitet 3 000 × 10 –5 SI-enheter) i figur 19b och de gröna ytorna (susceptibilitet 5 000 × 10 –5 SI-enheter) i figur 19c tyder på att den bandade strukturen som ligger i centrala delen av modellen är ganska brant och har ett relativt grunt djupgående. Den gröna ytan representerar väl de uppmätta susceptibiliteterna på hällar i samma område (4 000– 11 000 × 10 –5 SI-enheter). De röda ytorna i sydväst och sydost visar också branta strukturer, och den utåtriktade stupningen ger stöd åt tolkningen att strukturen är en antiklinal. Vi har även genomfört en 2D-inversion av VLF-data längs profil 2 (fig. 17) som ligger i den centrala delen av 3D-området. För att kunna jämföra resistivitetsmodellen med 3D-susceptibilitetsmodellen har vi visat den sektion av 3D-modellen som ligger under VLF-profilen. Figur 20 visar läget för VLF-profilen ovanpå 3D-susceptibilitetsmodellen. 24 (30)

A

B

C

Figur 19. A. Magnetfältsdata på en 3D-modell uppbyggd av mindre block som användes i inversionen. B. 3Dsusceptibilitetsmodell. Röda ytor har susceptibiliteten 3 000 × 10 –5 SI-enheter. C. Samma modell som B men med gröna ytor med susceptibilitet 5 000 × 10 –5 SI-enheter.

Figur 20. VLF-profilens läge på 3D-susceptibilitetsmodellen.

25 (30)

A

A

B

B C

C

Figur 21. A. Magnetfältsdata längs VLF-profilen. B. 2D-resistivitetsmodell från inversion av VLF-data. C. Ett snitt av 3D-susceptibilitetsmodellen parallellt med VLF-profilen. Observera att magnetmodellen innehåller betydligt mycket djupare information och har en grövre cellindelning.

I figur 21 jämförs 2D-resistivitets- och 3D-susceptibilitetsmodellerna. Man bör observera att modellerna visar mjuka övergångar mellan höga och låga värden på grund av de speciella inversionsmetoder som används. Det finns många tydliga korrelationer mellan modellerna. Den lågmagnetiska zonen i mitten av susceptibilitetsmodellen (vid x = 896000 i mitten) sammanfaller med en relativt lågresistiv zon (avstånd 3 000–5 000 m). Enligt den preliminära berggrunds­ kartan (se fig. 7) sammanfaller zonen med den arkeiska berggrunden i Simokomplexet. På resistivitetskartan finns även ett lågresistivt lineament med en nordnordvästlig riktning. På båda sidorna av zonen finns två högmagnetiska och högresistiva zoner som stupar utåt. I början av profilen finns en två kilometer bred zon som är lågmagnetisk och högresistiv. Zonen sammanfaller med metasandsten i Sockbergetgruppen (se fig. 7). Denna bergart har låg susceptibilitet enligt de mätningar som gjorts på hällar, och förmodas ha hög resistivitet. Naturresurser Större mängder bergmaterial har nyligen tagits från fem bergtäkter i samband med järnvägsbygge och för andra ändamål . I täkten Vuono, 5 km västsydväst om Haparanda, och i täkten ­Säivis, 6 km nordost om Säivis samhälle, bryts en metadioritoid. I täkterna Björkfors och Naarti­järvi, 5 respektive 7 km norr om Sangis, bryts metasandsten som blivit genomsatt av granit- och pegmatitgångar. Röd medelkornig Linagranit bryts i täkten Kukkola, 3 km söder om Kärrbäck (fig. 22a). I byn Vuono, 3 km västsydväst om Haparanda, finns en äldre, nedlagd bergtäkt i Haparandasvitens metaintrusiva bergarter. 26 (30)

A

B

Figur 22. A. Bergtäkt i röd, jämnkornig Linagranit (7349555/891788). B. Kvartsgångar med sulfider i albitrik trondhjemit i metasedimentär bergart i Råneågruppen (7342018/887167). Foton: Ulf Bergström.

Torniointrusionen har varit föremål för prospektering efter krom, platinagruppens metal�ler och guld, vilket redovisas av t.ex. Claesson & Hålenius (1981), Claesson m.fl. (1982) och Lundmark (1984). Det har gjorts en del observationer av sulfider (Filen 2001), och indikationer på nickelsulfider finns i gabbron i områdets nordligaste del. Området är i övrigt fattigt på sulfid­ mineraliseringar och omvandlingar kopplade till dessa. En intressant observation av en möjlig mineraliseringstyp är guld relaterade till kvartsbreccior i albitrika, trondhjemitiska värdberg­ arter, belägna i Råneågruppens metasedimentära bergarter (fig. 22b). Ett stenbrott där man tagit ut en mindre mängd karbonatsten finns nära stranden i sydöstra delen av Säivisnäs. Vid en industrimineralinventering gjordes fältbesök och tunnslipsundersökning av några andalusituppslag i området öster och nordost om Sangis (Mjöträsket, Risujärvi, Storträsket och Keskivaara, Shaikh m.fl. 1986). De kantiga eller rundade aggregat som man studerade visade sig bestå av sericit, klorit och biotit. REFERENSER Claesson, L.-Å. & Hålenius, U., 1981: Kromprospektering 1981. Sveriges geologiska undersökning BRAP 81085. Claesson, L.-Å., Filén, B. & Ekström, M., 1982: Delrapport över krommineraliseringen vid Kukkola. Sveriges geologiska undersökning BRAP 82100. Claesson, L.-Å., Ullberg, A., Magnusson, J., Wiberg, B. & Ekström, M., 1983: Prospekteringsrapport, 1981–1982, Kukkola. SGAB PRAP 83042. Geijer, P., 1931: Berggrunden inom malmtrakten Kiruna-Gällivare-Pajala. Sveriges geologiska undersökning C 366, 225 s. Filen, B., 2001: Swedish layered intrusions anomalous in PGE-Au. I P. Weihed (red.): Economic geology research 1, 1999–2000. Uppsala. Sveriges geologiska undersökning C 833, 33–45. Holmqvist, P.J., 1905: Studien über die Granite von Schweden. Bulletin of the Geological Institution of Uppsala VII, 77–269. Lager, I. & Loberg, B., 1990: Sedimentologisk-bassänganalytisk malmprospekteringsmetodik inom norrbottniska grönstenbälten. STU-Projekt 86-03967P, Slutrapport. Ekonomisk geologi, Högskolan i Luleå, 112 s. Lundmark, C., 1984: Kukkola Resultat av diamantborrningen 1984. SGAB PRAP 84122. Lundqvist, T., Boe, R., Kousa, J., Lukkarinen, H., Lutro, O., Roberts, D., Solli, A., Stephens, M. & Weihed, P., 1996: Bedrock map of Central Fennoscandia. Scale 1:1 000 000. Geological Surveys of Finland (Espoo), Norway (Trondheim) and Sweden (Uppsala). 27 (30)

Melezhik, V.A. & Fallick, A.E., 2010: On the Lomagundi-Jatuli carbon isotopic event: The evidence from the Kalix Greenstone Belt, Sweden. Precambrian Research 179, 165–190. Mellqvist, C., Öhlander, B., Weihed, P. & Schöberg, H., 2003: Some aspects on the subdivision of the Haparanda and Jörn intrusive suites in northern Sweden. GFF 125, 77–85. Mikkola, A., 1949: On the geology of the area north of the Gulf of Bothnia. Bulletin de la Commission Géologique de Finlande 146, 1–65. Perttunen, V., 1985: On the Proterozoic stratigraphy and exogenic evolution of the Peräpohja area, Finland. Geological Survey of Finland Bulletin 331, 131–141. Perttunen, V., 1991: Kemin, Karungin, Simon ja Runkausen kartta-alueiden kallioperä. Summary: Pre-Quaternary rocks of the Kemi, Karunki, Simo and Runkaus map-sheet areas. Geological map of Finland 1:100 000. Explanation to the maps of Pre-Quaternary rocks, sheets 2541 Kemi, 2542 + 2524 Karunki, 2543 Simo and 2544, 1–80. Perttunen, V. & Vaasjoki, M., 2001: U-Pb geochronology of the Peräpohja Schist Belt, northwestern Finland. I M. Vaasjoki (red.): Radiometric age determinations from Finnish Lapland and their bearing on the timing of Precambrian volcano-sedimentary sequences. Geological Survey of Finland Special Paper 33, 45–84. Perttunen, V., Hanski, E. & Väänänen, J., 1995: Stratigraphical map of the Peräpohja Schist Belt, northern Finland. The 22nd Nordic Geological Winter Meeting 8–11 January 1996 in Turku – Åbo, Finland: abstracts of oral and poster presentations. Turku: Åbo: Turun yliopisto: Åbo Akademi, 152. Shaikh, N.A., Kumpulainen, R., Riad, L., Snäll, S., Sundberg, A., Westlund, B. & Wik, N.G., 1986: Industriella mineral och bergarter i Norrbottens län. Sveriges geologiska undersökning BRAP 86006, 128 s. Silvennoinen, A., Gustavson, M., Perttunen, V., Siedlecka, A., Sjöstrand, T., Stephens, M.B. & Zachrisson, E., 1987: Geological map, Pre-Quaternary rocks, Northern Fennoscandia. Scale 1:1 000 000. Geological Surveys of Finland, Norway and Sweden. Sjöstrand, T., Berndtsson, A. & Nisca, D., 1984: Berggrundsbeskrivning och flygmagnetisk tolkning för Överkalix. SGAB PRAP 84014, 1–64. Svenonius, F., 1915: Norrbottens läns kalkstensförekomster från praktisk och särskilt agrikulturell synpunkt. Sveriges geologiska undersökning C 269, 1–71. Söderholm, K. & Inkinen, O., 1982: The Tornio layered intrusion – a recently discovered intrusion with chromitite horizons in Northern Finland. Geological Society of Finland Bulletin 54, 15–24. Wanke, A. & Melezhik, V.A., 2005: Palaeoproterozoic sedimentation and stromatolite growth in an advanced intracontinental rift associated with the marine realm: a record of the Neoarchaean continent breakup? Precambrian Research 140, 1–35. Wikström, A., 1996: Berggrundskartan Kalix NO. Sveriges geologiska undersökning Ai 80. Wikström, A. & Persson, P.-O., 1997: U-Pb zircon and monazite dating of a Lina type leucogranite in northern Sweden and its relationship to the Bothnian shear zone. I T. Lundqvist (red.): Radiometric dating results 3. Sveriges geologiska undersökning C 830, 81–87. Wikström, A., Skiöld, T. & Öhlander, B., 1996: The relationships between 1.88 Ga old magmatism and the Baltic-Bothnian shear zone in northern Sweden. I T.S. Brewer (red.): Precambrian crustal evolution in the north Atlantic region. Geological Society Special Publication 112, 249–259. Åhman, E., 1960: The Kalix area. I G. Kautsky, P. Quensel, E. Åhman, R. Frietsch & P. Geijer (red.): International Geological Congress 1960. Guide to excursions Nos. A 32 & C 26. Sveriges geologiska undersökning. 23–26.

28 (30)

Åhman, E., Wikström, A. & Henkel, H., 1990: Berggrundskartan 25M Kalix SO. Sveriges geologiska undersökning Ai 45. Åkerman, C. & Kero, L., 2011: Bedrock map 26N Karungi SV, scale: 1:50 000. Sveriges geologiska undersökning K 399. Åkerman, C. & Kero, L., 2012a: Berggrundskartan 26M Överkalix SO, skala 1:50 000. Sveriges geologiska undersökning K 398. Åkerman, C. & Kero, L., 2012b: Beskrivning till berggrundskartorna 26 M Överkalix NV, NO, SV, SO och 26 N Karungi NV, SV. Sveriges geologiska undersökning K 395–399, 26 s. Ödman, O.H., 1957: Beskrivning till berggrundskarta över urberget i Norrbottens län. Sveriges geologiska undersökning Ca 41, 151 s. Ödman, O.H., Härme, M., Mikkola, A. & Simonen, A., 1949: Den svensk-finska geologiska exkursionen i Tornedalen sommaren 1948. Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar 71, 113–126. Öhlander, B., 1984: Geochemical analyses of rocks of the Haparanda suite, northern Sweden. Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar 106, 167–169. Öhlander, B., Skiöld, T., Hamilton, P.J. & Claesson, L.-Å., 1987: The western border of the Archaean province of the Baltic shield: evidence from the northern Sweden. Contributions to Mineralogy and Petrology 95, 437–450. Öhlander, B., Lager, I., Loberg, B.E.H. & Schöberg, H., 1992: Stratigraphical position of Lower Proterozoic carbonate rocks from the Kalix Greenstone Belt, northern Sweden. Geologiska ­Föreningens i Stockholm Förhandlingar 114, 317–322.

29 (30)

30 (30)