Tässä - Arkisto.gsf.fi - Geologian tutkimuskeskus

Suomen geologinen kartta 1 : 100 000, Kallioperäkarttojen selitykset, lehdet 1041 ja 1043Iniön ja Turun kartta-alueiden kallioperä – Berggrunden inom Iniö och Åbo kartbladTurun saariston puolella vastaava kivilajisarja löytyy mm. Iniöstä ja Velkualta.Idemmäksi siirryttäessä kallioperässä ovat paikoin vallitsevina melko voimakkaastimigmatiittiutuneet granaatti-kordieriittigneissit, kintsigiitit. Turun kartta-alueellakintsigiitit ovat selvästi vallitsevin pintakivilaji. Niissä esiintyy välikerroksina kvartsi-maasälpägneissiäja paikoin amfiboliitteja. Hyvin säilyneitä primäärirakenteita(tyynylaavoja ja tyynylaavabreksioita) sisältävien mafisten vulkaniittien osuus onvähäisempi verrattuna Iniön kartta-alueen pintakiviin. Selkeitä tyynylaavarakenteitaon löydetty ainoastaan Hirvensalon-Pemarin amfiboliittijaksosta (1043 09A ja C,12C).Sedimentoitumisen ja vulkanismin päävaiheen jälkeen seuranneet maankuorenliikunnot olivat pääasiassa suhteellisen vaakasuoria ja aiheuttivat sedimenttikivienpoimuttumista. Samalla tapahtui synorogeenisten magmojen nousu ylöspäin maankuoressa.Nämä magmat muodostavat nyt kartta-alueiden gabro-granodioriittisarjan.Sarjan kivilajeista gabrot ja trondhjemiitit ovat vanhimpia, yli 1 900 Ma, kun taasgranodioriittien ja tonaliittien iäksi on arvioitu 1 890–1 870 Ma (Patchett & Kouvo1986).Synorogeenisten syväkivien jälkeen syntyivät karkeahkot, migmatiittiset myöhäisorogeenisetmikrokliinigraniitit. Niiden iäksi on saatu 1 840–1 830 Ma (Suominen1991). Mikrokliinigraniitit ovat syntyneet vanhempien kivilajien, gneissien jagranodioriittien osittaisen uudelleensulamisen ja metamorfoitumisen tuloksena, korkeanlämpötilan ja matalan paineen olosuhteissa. Migmatiittien osuus on suuri, janiiden arvellaan edustavan juuri osittaisen uudelleensulamisen komponentteja (Johanneset al. 2003).Kiillegneisseissä esiintyvän granaatin ja kordieriitin perusteella metamorfoituminenlienee tapahtunut ylemmän amfiboliittifasieksen olosuhteissa. Iniön karttaalueella,Ahvenanmaan puolella, granaattien osuus on vähäisempi, eikä kordieriittiäesiinny, mikä viittaa läntisempien alueiden alempaan metamorfoosiasteeseen. Väisäsenja Höltän (1999) tutkimukset Turun alueen migmatiiteista vahvistavat tätä arviota.Heidän mukaansa alueen metamorfoosiaste kohoaa luoteesta kaakkoon, kordieriitti-kalimaasälpäpitoisistagneisseistä korkean lämpötilan granuliitteihin.Mikrokliinigraniittien syntyvaiheen aikoihin on alueella tapahtunut toinen voimakasdeformaatiovaihe, D2 (Hölttä 1986). Akselitason kulku vaihtelee, ja Iniön kartta-alueellase on yleensä luoteis-kaakkoinen tai itä-läntinen, lukuun ottamatta karttalehdenluoteiskulmaa, jossa liuskeisuus on lähes yhdensuuntainen Åvan konsentrisenrengasintruusion kanssa. Åvan alueen gneissien liuskeisuus lienee syntynyt jokallioperään tunkeutuneen mikrokliinigraniitin vaikutuksesta ennen Åvan massiivinintrudoitumista (Ehlers & Bergman 1984).Noin 1 800 Ma vuotta sitten intrudoitui kallioperään postorogeeninen bimodaalinenÅvan intrusio, siihen liittyvine lamprofyyrijuonineen. Muodostumassa esiintyyhybridisaatiota, jota ovat kuvanneet Hubbard ja Branigan (1987) ja Branigan(1989a, b).Subjotuniset diabaasit intrudoituivat n. 1 600 miljoonaa vuotta sitten. Diabaasiensyntyvaiheen arvellaan liittyvän maankuoren repeämisvaiheeseen, jolloin vaipastaperäisin oleva basalttinen magma tunkeutui maankuoren alaosiin, ja täytti samallakapeita ylöspäin suuntautuvia halkeamia. Ympäristöään sulattava basalttinen magmaaiheutti edelleen rapakivimagman syntymisen (Nurmi & Haapala 1986), josta seurasivatFjälskärin (1 579 ± 13 Ma) ja Vehmaan (1 570–1 580 Ma) rapakivigraniit-49