GERUM BERGGRUNDSMORFOLOGISKA STUDIER ÖVER KUSTSLÄTTEN OCH NORRLANDS TERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND.

Transkript

1 GERUM K O GEOGRAFISKA RAPPORTER UMEÅ UNIVERSITET ^ 3 i- Karel Miskovsky BERGGRUNDSMORFOLOGISKA STUDIER ÖVER KUSTSLÄTTEN OCH NORRLANDS TERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND Umeå 1982 Department of Geography University of Umeå Rapport A: 32

2

3 BERGGRUNDSMORFOLOGISKA STUDIER ÖVER KUSTSLÄTTEN OCH NORRLANDS TERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND AKADEMISK AVHANDLING, SOM MED VEDERBÖRLIGT TILLSTÅND AV REKTORSÄMBETET VID UMEÅ UNIVERSITET FÖR VINNANDE AV FILOSOFIE DOKTORSEXAMEN FRAMLÄGGES TILL OFFENTLIG GRANSKNING VID GEOGRAFISKA INSTITUTIONEN, FÖRELÄSNINGSSAL F 1, SÖDRA PAVILJONGERNA, UMEÅ UNIVERSITET, FREDAGEN DEN 28 MAJ 1982, KL av KAREL MISKOVSKY UMEÅ 1982

4 Studies in the bedrock morphology of the coastal plain and Norrland terrain in part of Umeå commune, northern Sweden. (Berggrundsmorfologiska studier över kustslätten och Norrlandsterrängen inom delar av Umeå kommun, norra Norrland). Swedish text with a summary in English. Karel Miskovsky, The Department of Geography, University of Umeå, Sweden. ABSTRACT The aim of this studv is to investigate interrelationships between bedrock relief and geological material. The area of investigation 2 covers ca 350 km and is located in the Prec ambrian bedrock in the central part of Umeå commune, in northern Norrland. The boundary between two morphologically different types of landscape, the coastal plain (kustslätten) and the Norrland terrain (Norrlandsterrängen), crosses this area in a north-westerly direction. The study area's Precambrian bedrock has been mapped in detail by the author and the results are presented in a map at the scale of 1:50,000 together with a description. The occurring rock types have been studied with regard to their resistance against physical and chemical weathering. By relating recent research experience concerning Fennoscandia's palaeogeography, palaeoclimatology and isostasy, an appreciation is given of the character and strength of the forces of disintegration. Accordingly, it seems probable that chemical weathering was the dominant phenomenon during Silurian, Devonian, and even Carboniferous and Permian, whereas when the climate worsened sig nificantly after the Tertiary period Fennoscandia's landscape was resculptured by glacial forces. During Tertiary and Quarternary times, Pennoscandia was twice uplifted and once lowered Statistical correlations between landscape relief, bedrock structure and rock variat ions, show that the highest sections of the landscape are dominated by resistant older gra nitoids, granitic mobilizate and veined gneisses, whereas the low-lying valleys and plains are characterized by the easily weathered biotite-plagioclase schists. Much suggests that the distinctive morphology of the coastal plain and Norrland terrain was initiated by bedrock structure and rock variations. As in some earlier works on Fennoscandia, this study attributes great importance to selective weathering in shaping the landscape. Key words: Precambrian bedrock, Fennoscandia, morphology, Umeå weathering processes Gerum A:32. Published by the Department of Geography, Universit y of Umeå, S Umeå, Sweden. ISSN , 108 pages. Umeå 1982

5 RÄTTELSER OCH TILLÄGG TILL LITTERATURLISTAN Innehållsförteckning: Del II: KUSTLANDSKAPET skall vara KUSTSLÄTTEN. Sid 3: l: a stycket, 5:e raden: "med" utgår. Sid 45: 2:a stycket, l:a raden: denudations. Sid 50: 2: a stycket, l:a raden: palejozoiska. Sid 50: 4:e stycket, 2:a raden: syd-västra. Sid 54: 2:a stycket, sista raden: älvserosionen ersätts med erosionscykeln. Sid 55: l:a stycket, 4:e raden: "(1:3)" utgår. Sid 66: 2:a stycket, 5:e raden (fig 19). Sid 66: 3:e stycket, 3:e raden (fig 20). Sid 102 De Geer, S., 1913: Karta över södra Sveriges landformer. Skala 1: Med beskrivning. De Geer, S., 1918a: Bidrag till Västerbottens geomorfologi. GFF 40 De Geer, S., 1918b: Sveriges landsdelar. Yraer, 38. Sid 102 Högbom, A.G., 1912: Uber die Glazialerosion im sc hwedischen Urgebirgsterroin C.R.XI. Congr Geol Intern Fase 1. Stockholm. Högbom, B., 1916: Zur Meckanik der Spaltenverwerfungen, eine Studie über mittelschwedische Verwerfungsbreccien. B.G.U., 13. Högbom, A.G., Ahlström, N.G., 1924: Uber die subkambrische Landfläche am Fusse vom Kinnekulle. B.G.U., 19. Sid 104 Markgren, M., 1962: Detaljmorfologiska studier i fast berg och blockmaterial. SGÅ 38, Markgren, M., 1964: Geomorphological studies in Fennoscandia. Vol 11 Meddelanden från Lunds univ geograf inst avh XLIV. Sid 106 Sederholm, 1.1., 1910: Sur la g éomorphologie de la Finlande, Memoires présentés au IX:e Congr Intern Geogr. Genève Även i Fennia, 28:1. Sederholm, 1.1., 1912: Uber Bruchlinien, mit besonderer Beziehung auf die Geomorphologie von Fennoskandia. C.R. XI Congr Géol Intern Stockholm 1910, 2. Tanner, V., 1915: Studier öfver kvartärsystemet i Fennoskandias nordliga delar. III. Om landisens rörelser och afsmältning i FinsKa Lappland och angränsande trakter. Fennia, 36:1.

6 UMEÅ UNIVERSITET GEOGRAFISKA INSTITUTIONEN UMEÅ UNIVERSITY OF UMEÅ DEPARTMENT OF GEOGRAPHY S UMEÅ BERGGRUNDSMORFOLOGISKA STUDIER ÖVER KUSTSLÄTTEN OCH NORRLANDS TERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND UMEÅ 1982 RAPPORT A:32

7 INNEHÅLLSFÖRTECKNING ABSTRACT FÖRORD DEL I: BERGGRÜNDEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND 1 INLEDNING Undersökningssyfte 1 2 METODIK 2 3 UNDERSÖKNINGSOMRÅDETS GEOGRAFI OCH TOPOGRAFI 3 4 UNDERSÖKNINGSOMRÅDETS GEOLOGI Svekokarelska orogena zonen Svekokarelska berggrunden i syd-östra Västerbotten Berggrunden inom centrala delar av Umeå kommun Metasedimentbergarter Vulkanogena bergarter Primorogena - synorogena intrusivbergarter Äldre intrusiv av basisk karaktär Äldre granitoida djupbergarter Regenererade och mobiliserade biandbergarter Yngre granitiska - pegmatitiska bergarter Metamorfosen inom Umeåområdet Struktur och spricktektonik 41 sid DEL II: BERGGRUNDSMORFOLOGISK DETALJSTUDIE ÖVER KUSTLANDSKAPET OCH NORRLANDSTERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND 5 INLEDNING 43 6 TIDIGARE UNDERSÖKNINGAR 44 7 NYA FORSKNINGSRÖN MED ANKNYTNING TILL FENNOSKANDIAS BERGGRUNDSMORFOLOGI 49 8 UMEÅS LANDSKAPSRELIEF OCH GEOLOGISKA MATERIAL Undersökningssyfte Landskapet inom Umeå kommun Landskapsreliefen med hänsyn till olika parametrar Umeåberggrundens anisotropi Materialvariationer Bergarternas fysikaliska och kemiska vittringsbenägenhet Migmatiseringsgrad Variationer i Umeåberggrundens strukturella uppbyggnad 63

8 sid 8.4 Regionens paleogeografi, paleoklimatologi och epeirogenetiska rörelser som mått på exogena krafters karaktär och styrka Morfometrisk korrelation av georeliefen och berggrundsvariationerna Allmänt om mor f omet ri Den morfometriska landskapsanalysens metodik och resultat Delanalysernas resultat Umeåberggrundens relief - en produkt av selektiv vittring Kustslättens geologiska material och geomorfologi Norrlandsterrängens berggrundsmorfologi i rel ation till dess geologiska uppbyggnad 87 9 DISKUSSION OCH SLUTSATSER SUMMARY LITTERATURFÖRTECKNING 99

9 Exempel på selektiv vittring. Stenens topp- och basdel bildas av resistent aplit medan den nedvittrade mellandelen består av regenererad, fältspatiserad biandbergart. Foto: Rolf Eklund.

10 FÖRORD Under perioden utförde författaren en berggrundskartering över centrala delar av Umeå kommun. Denna undersökning var i början inriktad på att fastställa materialvariationerna i berggrunden med hänsyn till framtida byggnadsgeologiska arbeten samt makadambrytningen inom kommunen. Genom att bearbeta och sammanställa undersökningsmaterialet fick man en detaljerad bild över områdets geologiska uppbyggnad (presenteras i kartan 1:50 000). Berggrundsmorfologin är ett ämnesområde som attraherar en berggrundsintresserad naturgeograf. Redan under fältperioden ställde sig författaren frågor rörande sambandet mellan landskapsutformningen och det geologiska materialet. Finns det korrelation mellan områdets bergarts-, och strukturvariationer och terrängens morfologiska gestaltning? 0m svaret är positivt, till vilken grad påverkar då berggrunden landskapsutformningen? För att kunna svara på dessa frågor krävs det förståelse för områdets geologiska material och historiskt-geologiska utveckling. Av praktiska skäl indelas denna studie i två delar. I del 1 analyserar författaren undersökningsområdets bergartsvariationer, strukturella uppbyggnad och historiskt-geologiska utveckling. Del II är en berggrundsmorfologisk syntes baserad på relationer mellan landskapet och det geologiska materialet. Författaren framför ett varmt tack till Doc Göran Stålhös (SGU) för värdefulla råd och granskning av avsnittet om berggrunden, till professor Erik Bylund (geografiska institutionen,umeå) och professor Ingemar Larsson, (KTH, Stockholm) för kommentarer och granskning av den naturgeografiska delen. Vidare vill författaren tacka Vilhelm Nyberg, Gun-Britt Ivarsson och Pirjo Miskovsky för

11 teknisk hjälp samt FD lan G Layton för översättningen av sammanfattningen. Umeå 1982 Karel Miskovsky

12 1 DEL I BERGGRUNDEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND 1 INLEDNING 1.1 Undersökningssyfte Det västerbottniska kustlandets berggrund beskrivs i Gav elins och Kullings (1955) arbete "Berggrundskarta över Västerbotten med beskrivning". Av olika anledningar (kartans skala 1: , dåvarande teorier om den prekambriska berggrundens utveckling samt kustbergarternas ringa ekonomiska betydelse) ger berggrundskartan över Västerbotten en mycket förenklad bild av den västerbottniska kustberggrunden. Det var därför nödvändigt att undersökningens första etapp ägnades åt berggrundsstudier, eftersom syftet var att i de talj studera relationerna mellan berggrunden och landskapsreliefen. Ån i dag används den ovannämnda berggrundskartan som det enda existerande geologiska dokumentet av många geotekniker, miljövårdare och kommunalplanerare i västerbottniska kustkommuner samt länsstyrelsen. Behovet av en detaljerad berggrundsinventering var speciellt stort i Um eå kommun som är en expanderande kommun med Umeå som primärt centrum. Planeringen av t ex bergtäkter, bergrum och bergtunnlar är beroende av en detaljerad kännedom av de geologiska förhållandena. Inte minst den i Ume å pågående naturgeografiska, ekologiska och geokemiska forskningen utgår ofta från de geologiska förutsättningarna. Allt detta föranledde att berggrundskarteringen över centrala delar av Umeå kommun påbörjades år 1975.

13 2 2 METODIK Fältundersökningarna utfördes etappvis under perioden I syfte att lokalisera berg i dagen är fjärranalysen speciellt användbar inom områden belägna under högsta kustlinjen då bergtopparna ofta är kalspolade. Varje berghäll detaljundersöktes i fält och dokumenterades med hänsyn till material, struktur och spricktektonik. Bergarternas modala sammansättning (diagram 1, 2, 6, 7, 8, 9) utfördes av författaren med hjälp av en point-counter. Beroende på kornstorleken varierar antalet observationer mellan Slippreparaten framställdes av W ilhelm Nyberg på geografiska institutionen, Umeå universitet. Kemiska bergartsanalyser utfördes vid institutionen för ekonomisk geologi, Högskolan i Lu leå. Elementanalyser erhölls genom optisk emissionsspektroskopi med plasmaexitering (OES) med induktivt kopplas plasma (ICP). Hos vissa analyser uppnår viktförlusten ca 10 vikt%. Det höga förlustvärdet kan enligt avdelningschefens information förklaras dels genom att alla standartkomponenter (H^O, ^2^5^ i nte är representerade i ana lysresultatet, dels genom att vissa element uppträder i form av andra kemiska föreningar än oxidform, som anges i a nalysresultatet. För att k unna jämföra de undersökta bergartsgrupperna, omräknades samtliga kemiska bergartsanalyser till Nigglis värden (Tabell 2, 3, 4, 5, 6, 7). Plagioklasernas An-värde (= anortithalt) bestämdes optiskt. Antalet utförda kemiska analyser är av ekonomiska skäl begränsat. Fördelningen av det tillgängliga analysantalet skedde efter följande kriterier: 1) Bergartens areella utbredning på kartbladet 2) Provtagningens och den kemiska analysens förmåga att återge den för bergartstypen karakteristiska sammansättningen. Bergartsklassificeringen baseras på bergarternas modala mineralsammansättning enligt Streckeisen (1967).

14 3 För att underlätta klassificeringen av de ofta starkt omvandlade metavulkaniterna, kompletteras den på modala sammansättningen grundade indelningen med kemiska analyser av standardelement (Si, Ti, Fe, Mn, Mg, Ca, K, Na) samt spårelement Zr och Cr. Vulkaniternas klassifikation baserad på SiC^, TiC^ och Zr har utarbetats av Wine (1977). Med IUG:s (Subcommission on the systematic of Igneous Rocks 1973) rekomendationer har tillämpats vid djupbergarternas klassificering. Migmatiternas systematik utgår från Mehnert (1968). Som underlag till berggrundskartan användes topografiska kartan 1:50 000, 20 K Umeå NV, SV och SO. 3 UNDERSÖKNINGSOMRÅDETS GEOGRAFI OCH TOPOGRAFI 2 Det undersökta området upptar ca 350 km och omfattar den sydöstra delen av U meå kommun (syd-östra Västerbotten). Arealen avgränsas i stora drag av topografiska kartbladet 1:50 000, 20 K Umeå NV. Umeå stad är centralt belägen på detta blad. Morfologiskt räknas Umeås östra omgivning med sitt flacka landskap, avbrutet med några få nord-sydligt orienterade, m höga ryggar, till den s k "kustslätten". Landskapet väster om Umeå är däremot mer kuperat med bergkullar inte sällan överstigande 100 m, "Norrlands kulliga - bergkulliga terräng". Umeälven löper i stort sett diagonalt över kartbladet och skapar nord-västligt och ostvästligt orienterade erosionsdalar. I den kulliga Norrlandsterrängen blottades dalbottnarnas berggrund genom den av landhöjningen på nytt initierade älvserosionen. Eftersom hela undersökningsområdet ligger under högsta kustlinjen är de mot vågorna exponerade bergryggarna kalspolade, medan dalarna liksom kustslätten oftast är fyllda med svallsediment. Detta föranleder att hällfrekvensen är tämligen god inom de kuperade områdena medan över slätterna är hällarna glest fördelade.

15 4 4 UNDERSÖKNINGSOMRÅDETS GEOLOGI 4.1 Svekokarelska orogena zonen Den prekambriska berggrunden i Västerbotten utgör en del av det svekokarelska komplexet som sträcker sig från Mellansverige över södra och norra Norrland och omfattar även västra delarna av norra Finland. Som svekokarelska betraktas de prekambriska bildningar som påverkades av den svekokarelska veckningen och metamorfosen ( milj år) eller bildades i an slutning till dessa processer (Lundqvist 1979). Den svekokarelska orogena cykeln inleddes för ca 2000 milj år sedan (Welin 1970) med en kraftig sedimentation och ställvis vulkanism. Sedimentationen ägde rum på ett äldre kristallint underlag som uppträder i dag en, t ex i tr akten norr om Kiruna (Simonen 1960a, Welin m fl 1971). Mäktiga avlagringar av kontinentnära avsatta klastiska sediment, mest gråvackor och argilliter, bildades i Me llansverige, södra Norrland och Västerbotten. Bland Norrbottens prekambriska sediment av sannolikt epikontinentalt ursprung ingår en hel del grovklastiska led så som konglomerat och kvartsiter. Inom de svekokarelska sedimenten förekommer i mängd och sammansättning varierande inlagringar av vulkaniska bergarter. I Mellansverige och Skelleftefältet är såväl sura som basiska vulkaniter representerade. Dessa betraktas av vissa forskare som ett resultat av öbågevulkanism knuten till subduktionszoner (Löfgren 1979, Loberg 1979). Den gråvackedominerade Härnöserien omfattande berggrunden i Å ngermanland, östra Västernorrland och östra delarna av Västerbotten, innehåller * i mot sats härtill endast sporadiska inslag av basaltiska - andesitiska lavor och tuffer. På ett tidigt, primorogent - synorogent stadium intruderades den svekokarelska suprakrustalen av differentierade eruptivbergarter med gabbroid - granitisk sammansättning. Dessa primorogena intrusioner benämnes populärt "gnejsgraniter" eller "urgraniter".

16 5 Under de svekokarelska veckningsfaserna som avslutades för ca 1800 milj år sedan, veckades och omvandlades alla de ovannämnda bergarterna i olik a grad. En stor del av de svekokarelska gråvackorna omvandlades till biotit-plagioklasskiffrar och gnejser och de muskovitrika, argillitiska leden gav upphov till de ådriga eller sliriga, ställvis helt mobiliserade gnejserna (Stålhös 1969, 1975). En mindre del av gråvackorna visar dock en lägre metamorfos och behåller ofta den primära "graded bedding 11 strukturen. Basaltiska inlagringar metamorfoserades till finkorniga amfiboliter, sura vulkaniter till hälleflintor och leptiter. Primorogena intrusiv kristalliserade om till gnejsiga s k ortognejser (gnejsgraniter) ibland något ådrade. I gränsområden mellan gnejsgraniter och metasediment uppträder ofta biandbergarter, dvs gnejser med växlande innehåll av de ovannämnda bergarterna. Biandbergarterna övergår stundom i ho mogena granodioritiskagranitiska ögongnejser bildade genom regenerering omedelbart efter metamorfosens kulmination då det riktade orogena trycket upphört (Stålhös 1975). Strukturanalyserna i de södra delarna av det svekokarelska komplexet visar att dess berggrund drabbats av två tätt på varandra följande och/eller samtidiga huvudveckningsfaser (Stålhös 1969, 1976, 1979 och 1981). Den ena veckningen, initierad av en ostvästlig kompression, skapade isoklinala veck med nord-sydliga veckaxlar och mot öster stupande axelplan. Den andra veckningsfasen orsakad av nord-sydliga kompressionskrafter gav upphov till veck, med ost-västligt orienterade, östligt stupande veckaxlar och stängligheter. De geologiska strukturerna återspeglar sig ofta i terrängens morfologi. I orogenesens slutskede ägde de s k serorogena intrusionerna rum. Dessa utgörs till övervägande del av graniter och granodioriter. Kvartsbärande monzodioriter har också noterats underordnat (Persson 1978). Svekokarelska post-, och anorogena bildningar innefattar sediment-, och eruptivbergarter, vilkas uppkomst initierades av orogenesen, men vilka dock ej direkt påverkades av själva veckningsprocessen. Som exempel härpå kan nämnas gabbro och granit i Nor dingrå, Gävle- V Nordingrå sandstenar, Ulvödiabas m m.

17 6 4.2 Svekokarelska berggrunden i sydöstra Västerbotten De sydöstra delarna av Västerbotten utgör en fortsättning av Härnöserien och består huvudsakligen av migmatiserade metagråvackor (Lundqvist 1979). Enligt Gavelins (1955a) beskrivning intruderades de västerbottniska kustgnejserna av en jämnkornig variant av Revsunds granit. Som Revsundsgranit betecknas en svit av serogena intrusioner med granitisk-monzodioritisk sammansättning. Eruptivbergarter av denna typ dominerar de västra delarna av Västernorrland och Västerbotten (Persson 1978, Lundqvist 1979, Gavelin 1955a). Sydöstra Västerbottens postorogena-anorogena bildningar representeras av vid kusten förekommande diabaser av ulvötyp och Bondens rapakivigranit (Gavelin 1955a). Hattholmen i Sör böle består av hornbländiter, anortositer och pegmatiter associerade med varandra (Miskovsky 1976). Anortositens och pegmatitens ålder bestämdes med K/Ar-metoden till 1676Ì 24 milj år r espektive 1663Î 24 milj år (Miskovsky, Kähr 1981). Trots dateringen är de nämnda bergarternas åldersrelationer till det svekokarelska komplexet fortfarande oklara. 4.3 Berggrunden inom centrala delar av Umeå kommun Berggrunden inom de centrala delarna av Umeå kommun domineras av metasedimentbergarter (metagråvackor som också innehåller metaargillitiska led) samt biandbergarter av gnejsgraniter och metasediment. Beroende på metasedimentens kemiska sammansättning har dessa omvandlats till respektive biotit-plagiok]asskiffrar (metagråvackor) och cordierit-, andalusit/sillimanit- och granatförande ådergnejser (metaargiiliter). Bland metasedimenten förekommer lokalt inlagringar av a mfibolitomvandlade basaltiska lavor, tuffer och/eller tuffiter. Inlagringarnas mäktighet varierar från några decimeter till ett tiotal meter.

18 7 Intrusivbergarter av primorogent - synorogent ursprung representeras av mörka metagabbror-dioriter-kvartsdioriter eller grå, kvartsrika metatonaliter, de senare ofta med konforma gångar av rosafärgad pegmatit. Områdets serorogena bildningar utgörs av de fåtaliga turmalin- och granatförande pegmatitgångar som övertvärar eller breccierar den övriga berggrunden. Hit hör också i det följande skildrade granitiska (aplit-granit-pegmatit) mobilisatet Metasedimentbergarter Bergarter med ursprung i kl astiska sediment dominerar undersökningsområdet och utgör ca 80% av kartbladets totala yta. Dessa metasediment utgör en fortsättning av den s k Härnöserien och har betraktats som derivat av eugeosynklinala gråvackor (Lundqvist 1979, Lundegårdh 1960). Metagråvackor och metaargilliter uppträder i växlande mängder. Däremot saknas nästan helt de mera kvartsrika subgråvackebetonade mosandiga plagioklaskvartsiterna kända t ex från Mellansverige (Stålhös 1969, 1972, 1974, 1975 och 1979). Gråvackesedimenten har givit upphov till de svagt migmatiserade biotit-plagioklasskiffrarna, medan de lerrika argilliterna omvandlats till de ofta starkt migmatiserade granat-, andalusit/sillimanit-, cordieritförande ådergnejserna. Relationen mellan biotit-plagioklasskiffrarna och granat-cordieritådergnejserna inom den undersökta arean är ca 3:1. Lokaler typiska för granat-cordieritådergnejsernas förekomst är Stadsliden i Umeå (7c)^ och Obbola vid färjläget (4e). Biotit-plagioklasskiffrarna påträffas t e x norr om Hamptjärnsberget (8d) och dominerar Umeälvsfårans berggrund. 1) Hänvisning till ekonomiska kartbladets nummer.

19 8 Metasedimentbergarternas petrografi och kemi Adergnejserna är delvis mycket heterogena med avseende på mineralsammansättningen. Med anledning härav redovisas mineralinnehållet i dessa endast som halvkvantitativa analyser (se tabell 1), vilka indelar mineralen i huvudmineral (> 25 vol%), väsentliga mineral (5-25 vol%), underordnade mineral (1-5 volz) samt accessoriska mineral (< 1 vol%). Biotit-plagioklasskiffrarna som sammansättningsmässigt är mera homogena,har analyserats planimetriskt och deras modala sammansättning presenteras i di agram 1. Sistnämnda bergartstyp består genomgående av kvarts (25-45 vol%), plagioklas (oligoklasandesin, vol%) samt biotit (17-35 vol%). Zirkon och grafit är de vanligaste småmineralen. Kornstorlekarna varierar mellan 0,5-1 mm. De vanligtvis grövre (1-5 mm)granat-cordieritådergnejsernas mineralsammansättning är d äremot mycket varierande. Som huvudmineral uppträder kvarts ibland tillsammans med plagioklas eller biotit. Väsentliga mineral utgör från och till kalifältspat, cordierit, sillimanit, muskovit, biotit och plagioklas (oligoklas). Underordnade mineral representeras av endera granat, cordierit, muskovit, andalusit eller kalifältspat. Accessoriskt tillkommer grafit, zirkon, pytit m m. Andalusit och sillimanit som förekommer i några av ådergnejsproven kan iakttas bara mikroskopiskt. Sillimaniten är av fibrolitisk typ, medan andalusit formar korn utan kristallografiska begränsningsytor. Cordierit, vanligen knuten till de mörka biotitrika skikten, uppträder antingen i form av klara, oregelbundna korn eller som pinitiserade pseudomorföser. De grovkorniga (2-5 mm), ljusa ådrornas mineralsammansättning är kvarts > kal ifältspat > p lagioklas = biotit > muskovit. Fyra kemiska analyser varav två av vardera biotit-plagioklasskiffer och granat-cordieritådergnejs framgår av tabellerna 2 och 3. Nigglis t-värde visar obetydligt aluminiumöverskott hos biotit-plagioklasskiffrarna medan motsvarande överskott hos cordieritådergnejserna är normalt högt i ett av fallen. Biotit-plagioklasskiffrarnas c- värde är högt, föranlett av de höga halterna av kalciumrikt plagioklas i det ursprungliga sedimentet. O-halten samt k-värdet är däremot högre hos de i begynnelsen lerrika granat-cordieritådergnejserna.

20 9 Diagram 1. Mineralvariationer inom biotit - plagioklasskiffrarna från Umeå. Prov nr 0 1 in o lo o o 00 0 CM 1 CN o> o G) X5 T ro T 00 1 UD o <D O <N (NI CM UD cn LO O o O O cn O O) 00 t^ I249j25.2t^i34.1j j Biotit :32.3:35.1 np o > Plagioklas nmm Kvarts An % Apatit Zirkon Kornstorlek mm 0,5 0,5 0,1-0,1-0,5-0,3 0,5 0,5 1 Kemisk analys K K

21 10 <D rû CÖ H U O) co r-> cu 0 u CU o ed H M 0) H T5 M O » cd s ÖO cd > H +J cd 4-» tì CU CO Q) M a 0) M 4J O) ocd ä 0 co ÖO tì H 5 :o co M a) tj :o MH 1 M-l U a) co r t cd C cd rh cd u CU Ö H e cd > -i M cd 4J g > rh cd ffl o CM 2 *** CO 4-J cd cd cd u rh rh a. 4J *H 1 M CO H U CO O 4J 4J > CU 4J Ö CM 4J «H rh rh O H O m U ÖO 4J :cd M T} MH M cd cd O MH CO M cd u o > rh ri 1 2 U «H 00 *4 PM PQ ^ S o O M u CO cd cd 4J CN rh Pj 4-> H +J i M CO «H CO ih CO O 4J U > 3 4J 4-> CM 4J H «H i < O T 1 a).h 4 J m M öo +J :cd ^5 cd 0 MH»r-1 cd cd o uh co T? ÖO cd M o > rh»ih I 0 U >> 00 PM M W S <3 S O CO 4J 4-J 4J Cd cd co i-i ö 4J»H pu 1 M cd H M CO o CO 4J o B > a) -u 4J a 1 1 4J -H H «H O *r-j r 1 H O vo M 4-> ÖO O rh M :cd MH O Cd O Cd CM rh CO u M-I cd M o > «H rh Çj «H K M «H 00 & PQ fx4 <1 CO O M CO 4-> o cd cd 4J CM rh P* H 4J 1 44 co M -H rh CO 4-> O 4J 4J Q ) > Ö 4-J 4J CM 4-J H *H rh Cd»r-l O O *H *r-l o\ M +j ö O o :cd ö 'd ^ M 4-» MH O cd O Cd CM MH cd M co M cd ed C^ > H rh Ö j M o d H pu U & PQ PM <j ^ OOS M <3 O CO +J cd Cd 4J oo rh P<TH 1 CO M ON CO O 4J 4J <U 4-J 4-J rh 4J «H ih r-h * H cd ih M W) O 4-> :cd H3 e MH cd O cd cd CM O M H M cd o\ > r-h Ü H 1 O M u «P* < PQ ^ O o O rh CU cd cd -ö a) M M cd cd -u» co a) öo fr* rh C Ä ih C ' 1 H rh Cd CO nd fr* tì co u «-I o r-h rh O " H t-h M i 1 r-h 'H rh O rh rh B > +J cd > u cd o cd o 'd cd co cd O T3 ÖM CM u u > u u CO U > > 3 m Q) Q) IT) Q) Q) CU CU O CU cu a) o > CM CO ö CM CO Ö T) Ö 1A rû Ö a tì «-* M 3 :cd *r4 i co *H ö -d i ^ y *d ÏU A > B m W B g rh C/D B g V

22 11 Tabell 2 Kemiska analyser av cordieritådergnejser från Umeåområdet. Prov nr la Si0 2 60,72 67,0 Al 14,86 15,8 Fe ,97 5,71 MnO 0,04 0,07 MgO 2,71 3,03 CaO 1,27 0,88 Na 20 2,63 1,24 K 2O 4,14 2,37 Ti0 2 0,94 0,27 95,28 96,37 Nigglital t 9 27 mg 0,40 0,51 k 0,51 0,50 c 5 4 fm si ppm Ba Ni V Cr 70 71

23 12 Tabell 3 Kemiska analyser av biotit-plagioklasskiffrar från Umeåområdet. Prov nr Si0 2 58,82 62,26 A ,34 14,04 * Fe 2 3 5,40 4,51 MnO 0,04 0,03 MgO 2,66 1,94 CaO 3,71 1,97 Na 20 2,96 3,14 K 2O 2,22 2,29 Ti0 2 0,58 0,48 91,73 90,62 Nigglital t 2 8 mg 0,41 0,47 k 0,33 0,32 c fm si PPm Ba Ni V Cr * Totalt Fe

24 13 Analyslokaler till tabell 1 och 2. Prov nr Bergart Lokal Cordieritgranatådergnejs C Granat-cordieritådergnejs (K) Sillimanit-cordieritådergnejs Hagasberget 1,5 km SSV om Degernäs (6d) Ersmarksberget (södra delen) 99,42 ca 5 km norr Umeå (8e) Klabberget 10 km VNV om Umeå (7b, 7c) Andalusitådergnejs Stads1iden-Berghem centrala Umeå (7e) la (K) Starkt idrig cordieritgnejs Brännlandsberget ca 10 km VNV om Umeå (8c) (K) = kemisk analys Analyslokaler till diagram 1 och tabell 3. Prov nr Bergart Lokal la Ädrig biotitplagioklasskiffer a Biotit-plagioklasskiffer, 30 cm tjock inneslutning i å dergnejsen Biotit-plagioklasskiffer (K) Biotit-plagioklasskiffer (K) Ädrig biotit-plagioklasskiffer b Biotit-plagioklasskiffer Umeälvens fåra vid bron från Brännland till Sörfors (8b) Ersmarksberget södra delen (99,42) ca 4 km N om Umeå (8e) Bergöbro-Obbola (5e) 1 km N om Hamptjärnsberget ca 6 km NNV om Umeå (8d) Trollberget, östra sluttningen, ca 8 km NV om Umeå (8c) Lilljansberget ca 3 km ost om centrala Umeå (7e) (K) = kemisk analys

25 14 Fig, 1. Typisk biotitslirig granatådergnejs med inklusion av biotit-plagioklasskiffer i bildens vänstra del. Obbola färjläge. Foto: Karel Miskovsky. Fig. 2. Âdergnejs gränsande mot djupgrönsten. Obbola. Foto: Karel Miskovsky.

26 15 Fig. 3. Något ådrig biotit-plagioklasskiffer. Sörfors, Umeälvens fåra. Foto: Karel Miskovsky. V-V * i ' n - Fig. 4. Biotit-plagioklasskiffer. Norrfors. Foto: Karel Miskovsky.

27 Vulkanogena bergarter Suprakrustala bergarter av sannolikt vulkaniskt ursprung uppträder sporadiskt (ca 0,5%) inom undersökningsområdet. Dessa representeras av amfibolitiserade basaltiska-andesitiska lavor, tuffer och tuffiter inlagrade i metasedimenten. Under veckningen splittrades de till en början sammanhängande metavulkanithorisonterna så att de numera bildar enstaka, flera decimeter till tiotals meter tjocka, osammanhängande skikt. Den komplexa tektoniken omöjliggör en bestämning av metavulkaniternas stratigrafiska position gentemot metasedimenten. Om man bortser från skiktningen hos de finkorniga, förmodligen tuffitiska leden visar metavulkaniterna inga för vulkaniska bergarter karakteristiska primära strukturer. Det är främst amfiboliternas sammansättning samt deras uppträdande i relation till metasedimentbergarterna som tyder på ett suprakrustalt ursprung. De vulkanogena bergarterna är lokaliserade till några få förekomster med en viss koncentration till de norra och södra delarna av kartan. I norr bildar de ett osammanhängande stråk med ca ostvästlig strykning mellan Brännlandsberget (8c), Trollberget (8c), Nyåkersberget (8c, 8d, 9c, 9d) och Ersmarksberget (9e). I söder påträffas metavulkaniterna i trakten av Degernäs (6d) samt väster om Stöcksjön (5d, 6d). Metavulkaniternas petrografi och kemi Den för vulkaniterna i Um eåtrakten karakteristiska mineralsammansättningen är hornblände plagioklas (An^.,^) > biotit eller pyroxen > kva rts (se diagram 2). Småmineral är magnetit samt zirkon och granat. Magnetiten registrerades i varierande mängd (0,9-5,7 volz) i samtliga prov. Enligt Streckeisens (1967) klassifikation sorterar samtliga prov under rubriken basalter-andesiter. Petrografiska analyser anses dock vara otillräckliga (Wine m fl 1977, Loberg 1979) för klassificeringen av de ofta kraftigt omvandlade metabasiterna. Som komplement kan man med hjälp av kemiska standartelementanalyser (Si, Ti, Fe, Mn, Mg, Ca, K och Nä) och

28 17 särskilt spårelementanalyser av Cr och Zr klassificera dessa bergarter. Relationen SiC^ och TiC^/Zr tillämpas av Wine (1977) vid vulkaniternas kemiska klassificering. Från diagram 3 framgår att två av de tre analyserade metabasiter är subalkalina basalter medan bergartsprovet la sorterar under trakyt-andesitiska bergarter. Provets låga Cr-halt (Hallberg m fl 1976) visar också metabasitens andesitiska ursprung. Lokaler till diagram 2, 3 och tabell 4. Prov nr Bergart Lokal lc Ädrig, granatförande amfibolit (skiffer) Umeälvens fåra vid bron från Brännland till Sörfors (8b) Amfibolit (skiffer) Kvarnkläppen ca 1 km SV om Degernäs (6d) la (K) Amfibolit (skiffer) Buberget ca 2 km SV om Degernäs (5d) b Amfibolit (skiffer) Degerberget ca 1,5 km om byn Degersjön (7b) (K) Metabasalt (tuff) Ersmarksberget ca 1,5 km V om byn Ersmark (8e) (K) Amfibolit (skiffer) Raningen ca 2 km V om sydspetsen av Stöcksjön (5c) Metabasalt -amfibolit Vitmossaberget ca 1,5 (skiffer) km V om sydspetsen av Stöcksjön (5c) (K) = kemisk analys

29 18 Diagram 2. Mineralvariationer hos metavulkaniter inom Umeåområdet. Prov nr 100 n <N i LT» C7) O T- vo O o O G) 00 i OÌ c^ o a> _q oo i 00 OM 00 O I rsi cr» o cn Osi i CN 00 O 00 Osi I fm CN 00 O I 6 6 Biotit Pyroxen Hor nbldnde SSfespp? O > Plagioklas;; Zirkon An % Fe-oxider Klorit Kalcit Granat Pyroxen Kornstorlek (mm) Kemisk analys ;:3.&:W3.4 ivflllâ ,4 0,5 0,9 1,3 0,9 4,0 5, , ,6 35,5 0,3-0,3-0,1-0,1-0,1-0,1-0,2-0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,7 7 K K K

30 19 Tabell 4 Kemiska analyser av metavulkaniter från Umeåtrakten. Prov nr la Si0 2 54,25 45,23 47,0 A ,40 14,12 13,1 fc Fe20^ 9,64 13,48 12,4 MnO 0,13 0,16 0,17 MgO 4,88 9,36 6,48 CaO 8,28 13,18 16,1 Na 20 2,78 1,29 2,14 K 2O 1,40 0,43 0,41 Ti0 2 0,95 1,97 2,04 98,71 99,22 99,84 Nigglital t mg 0,50 0,58 0,51 k 0,25 0,11 0,10 c fm si ppm Ba Ni V *2 Cr Zr * Totalt Fe.

31 20 Diagram 3. Metavulkaniternas klassifikation baserad på Si^ och Zr/Ti0 2 (efter Wine m fl 1977). Si02 (vikt %) Ryodacit Andesit Trakyt a Fonoht Subalkalin basal t / Basanit Trakytbasanit Nefelinit

32 Primorogena - synorogena intrusivbergarter Som äldre intrusiv betraktas de magmatiska bergarter som redan före eller under de orogena huvudfaserna (svekokarelium 2000 milj milj) intruderade de befintliga sedimentbergarterna och vulkaniterna. Dessa primorogena intrusiv uppträder ofta i form av skivor av varierande mäktighet (från några dm upp till flera hundra m) inkluderade i de suprakrustala bergarterna. Skivorna anses vara utlöpare från de djupare belägna magmakropparna (Stålhös 1979). Både suprakrustalen och de primorogena intrusivbergarterna omvandlades och migmatiserades under den svekokarelska orogenesen. De kompetenta intrusiven motstod dock omvandlingen och migmatiseringen bättre och behöll ofta sina primära strukturella och texturella drag. Gnejsgraniterna är dä rför till skillnad från metasedimenten tämligen homogena, ehuru mer eller mindre förgnejsade och sporadiskt migmatiserade. Petrogenetiskt sett utgör de äldre intrusiven en differentierad bergartssvit representerad av gabbror, dioriter, kvartsdioriter, tonaliter, granodioriter och graniter. Tonaliterna står beträffande sammansättningen på gränsen mellan de något äldre s k djupgrönstenarna (Stålhös 1979) och de geologiskt något yngre granitoida bergarterna. I detta arbete tillämpas den av Stålhös (1979) använda indelningen enligt vilken de biotitrika, ofta hornbländeoch pyroxenbärande melatonaliterna (M > 4 0) hänförs till djupgrönstenarna medan de grå plagioklas- och kvartsrika tonaliterna (M 10-20) sorterar under granitoiderna. Sammanställningen av fjorton representativa planimetriska analyser (diagram 6) och nio kemiska analyser (tabell 5) åskådliggör sammansättningsvariationerna hos dessa bergarter. Förekomsten av de äldre intrusivbergarterna är koncentrerade till kartbladets östra, norra och södra del och upptar ca 3% av den 2 totala undersökningsytan, ca 22 km. Kropparna framträder som morfologiskt utpräglade, nord-sydligt eller ost-västligt orienterade 1-2 km långa, ca 300 m breda bergryggar.

33 *1 Äldre intrusiv av basisk karaktär Det basiska djupgrönstensledet företrädes i Ume ås omgivning av mörka, inedel- till grovkorniga (1-4 mm), jämnkorniga eller något porfyrartade bergarter av gabbroid, dioritisk, kvartsdioritisk och melatonalitisk sammansättning. Vid sydöstra stranden av Nydalasjön (7e) påträffades även en mindre förekomst av en grovkornig, jämnkornig metapyroxenit. Djupgrönstenarna uppträder främst i de relativt högt belägna östra stadsdelarna i Um eå samt öster och söder om själva staden. Bergöbro (5e), Holmsund (4f), Hamrinsberget (7e), Mariehemsberget (7e), Tegelbruksberget (6e) samt Lilljansberget (7e) är lokaler med typiska förekomster av dessa bergarter. De basiska intrusiven bildar morfologiskt klart framträdande, långsmala ca 70 m höga, nordsydligt orienterade bergryggar. Tydlig förgnejsning har endast observerats på några få ställen. Aplitiskt eller pegmatitiskt mobilisât genomsätter lokalt de mörka ortognejserna. Djupgrönstenarnas mineralogiska och kemiska egenskaper Djupgrönstenarnas mineralsammansättning skiljer sig markant från granitoidernas genom sin låga kvartshalt (max 15 vol%) samt genom sina tämligen höga halter (> 40 vol%) av mafiska mineral. Huvudmineral (> 25 vol%) i dessa bergarter är plagioklas ^35-55 alternativt biotit eller hornblände. Väsentliga (5-25 vol%) mineral företrädes av kvarts, biotit och grönt hornblände. Nästan samtliga prov innehåller varierande mängder av diopsidisk pyroxen. Underordnade mineral (1-5 volz) är titanit och magnetit. Apatit och zirkon är de vanligaste accessoriska mineralen. Höga FejO^-» MgO-, samt TÌO2"" halter är tillsammans med den låga Si02~halten (<60 vikt%) karakteristiska för denna bergartsgrupp (se tabell 5). Spårelementanalyserna visade fyra till fem gånger högre Cr- och Zr-halter hos djupgrönstenarna än hos de granitoida bergarterna. Nigglis t-tal pekar på aluminiumunderskott hos djupgrönstenarna, r::cdan fr a-talet är genomgående högre (39-55) än granitoidernas (17-23). Den minera

34 23 logiska och kemiska sammansättningen tyder på högre bildningstemperatur för de gabbroida-melatonalitiska bergarterna jämfört med granitoiderna (Stålhös 1979) Äldre granitoida djupbergarter De äldre granitoida eruptivbergarterna (gnejsgraniter) representeras i Umeåtrakten av gråaktiga, medel-grovkorniga, jämnkorniga eller porfyrartade gnejsiga tonaliter. Dessa förekommer koncentrerade till områden nordväst och sydväst om Umeå stad, exempelvis Hamptjärns- och Tjälamarksberget (8d) ca 7 km nordväst om Umeå, Djäkneböleklinten, SkrävelsjÖberget (6c) och Svartberget (5c) 5-10 km sydväst därom samt Omberget (4f) i Hol msund. Liksom djupgrönstenarna är även de granoitoida bergkropparna morfologiskt kraftigt utpräglade, bildande både nordsydligt och ostvästligt orienterade, ofta 100 m höga bergryggar. De grå metatonaliterna bildar skivor eller smärre massiv i metasedimenten. Förgnejsningen och stängligheterna är övervägande ostvästliga med svag stupning. De sistnämnda strukturdragen framträder särskilt inom området nordväst och sydväst om Umeå. 1 De granitoida metaeruptivens mineralogiska och kemiska egenskaper Granitoidernas mineralsammansättning präglas av höga plagioklashalter (48-73 vol%). Plagioklasens anortithalt ligger kring An^,^ Kvartsinnehållet varierar mellan vol%. Mafiska mineral utgörs nästan uteslutande av brun biotit och utgör max 29 vol%. De vanligaste småmineralen är magnetit och titanit. Deras halter är dock väsentligt lägre än hos djupgrönstenarna. Övriga accessorier är aptit och zirkon.

35 24 Djäkneböleklintens (6c) tonalit innehåller grön biotit som gränsar mot blåaktig hornblände. Diopsidisk pyroxen observerades hos några få slipprov. Den kvartsrika, grå tonaliten på Omberget i Holmsund (4f) för underordnat muskovit (4 vol%), möjligtvis rester efter assimilerade lerrika sediment. Hos samtliga prov överstiger SiC^-halten 60 vikt%. Innehållet är Fe 2^3 > ^8» oc k ^*"^2 é enom gående något lägre än hos djupgrönstenarna. Nigglis c-fm-värden är följaktligen också lägre medan si-talet är högt jämfört med de dioritiska, kvartsdioritiska och gabbroida bergarterna. Granitoidernas t-värde visar att jämviktstillstånd råder mellan al-, ca- och alk-komponenterna. De grå metatonaliterna har av vissa forskare (Gavelin 1955a) tolkats som jämnkorniga varianter av den serorogena (Lundqvist 1979, Welin 1970) Revsundsgraniten. Den lokalt starka, med metasedimenten parallella förgnejsningen, migmatiseringen och mineralsammansättningen (Persson 1968) antyder dock tonaliternas synorogena ursprung. Ytterligare belägg härför utgör de i gnejsgraniterna inneslutna och konformt förgnejsade pegmatitgångarna, som förekommer på Djäkneböleklinten (6c) och Hägnberget (6c) sydost om Umeå.

36 25 Fig. 5. Morfologiskt markerad rygg av äldre granitoid. Janingsberget. Foto: Karel Miskovsky. Fig. 6. Äldre granitoid. Foto: Rolf Eklund.? Cm

37 Fig. 7. Migmatiserad djupgrönsten. Hamrinsberget, Umeå. Foto: Karel Miskovsky. Fig. 8. Djupgrönsten breccierad av pegmatitiskt material. Obbola. Foto: Karel Miskovsky.

38 27 Analys lokaler till diagram 4 och tabell 5. Prov nr Bergart Lokal (K) Ljus tonalit (svagt gnejsig) (K) Grå tonalit (gnejsig) Grå tonalit (gnejs) (K) Ljus tonalit (gnejs) Grå tonalit (gnejs) Kvartsdiorit (gnejs) Kvartsdiorit (gnejs) a (K) Kvartsdiorit (migm gnejs) Omberget, Holmsund (4f ) Djäkneböleklinten- Umeå (6c) Skrävelsj öberget-umeå (6c) Svartberget-Umeå (5c) Hamptj ärnsberget-umeå (8d) Karlstorp-Umeå E4 (8c) Vattentornet-Mariehem, Umeå (7e) Hamrinsberget-Umeå (7e) (K) Kvartsdiorit (migm gnejs) (K) Kvartsdiorit (gnejs) a (K) Diorit (migm gnejs) Metagabbro (amfibolit) Tegelbruksberget-Umeå 1,1 km från Bowaters pi vägen till Holmsund (6< Torrberget 1 km S om Djäkneböle SV om Umeå (6b) Lilljansberget-Umeå (7e) Bergöbro, Obbola (5e) (K) Metagabbro Nygatan, Holmsund (4f) (K) Metagabbro (amfibolit med hornblände- och biotitporfyroblaster) (K) kemisk analys Obbola, färjläge (4e)

39 28 Diagram 4. Mineralvariationer hos de äldre magmatiska djup 1 bergarterna. Prov nr S N ÜH28.4 o ro PM m <«- io fsi 10 o o> <NI 0 <N o 10 o O s K CO I57.9I Î46.6É É70.6Ì Hornblände Biotit 31.2:5 Plag iok las 18.9:K18.8 Kvarts An% Apatit * Titanit - + 1,8 3,1 8,5 4,0 2,9 2,5 4,3 Magnetit - Muskovit/sericit 4,0 Kalcit - Zirkon Amfiboi - 0,8 Pyroxen Granat Kornstorlek (m m) , ,7-1, Kem analys K K KK K K K K K 5,4 21,1 1,2 5,0 57,9 46,6 70,6 3,2 4,5 5,9 1,1 granitoida djupbergarter djupgrönstenar

40 29 Tabell 5 Kemiska analyser av primorogena - synorogena intrusivbergarter från Umeåtrakten. Prov nr a a Si0 2 66,1 63 ;»8 67,2 ; 62,8 55,9 58,»2 47,8 54,0 48,97 A ,»6 14,6 16,3 16,2 13,7 16:,7 13,2 13,1 13,54 * Fe 2 3 3,36 3,87 3,64 2,33 7,,87 8,75 8,65 9,08 9,71 MnO 0,045 0,066 0, 047 0, o o o 0,099 0,094 0,11 0,,12 0,15 MgO 1,,63 1,45 1,90 1,,31 3,67 3,24 3,38 3,87 13,02 CaO 3,74 3,53 4,43 4,95 5,16 4,12 5,17 7,12 10,92 Na 20 4,17 4,01 4,41 3,91 2,53 4,01 3,15 2,78 0,,b7 K 2O 1,41 1,,46 1,,26 0,66 2,29 2,55 1,,81 3,16 0,,83 Ti0 2 o,,43 0,48 0,,43 0,,27 2,04 1,,63 2,23 3,06 0,,45 96,4 93,3 99,,6 92,47 93,3 99,2 95,5 96,3 97,2b Nigglital t b mg 0,,49 0,,42 o,,50 0,,50 0,48 0,,42 0,43 0,,45 0,,71 k 0,18 0,20 0,15 0,15 0,37 0,29 0,27 0,,43 o,,45 c fm si b ppm Cr Ba Zr granitoida djupbergarter djupgrönstenar * Fe totalt

41 Regenererade och mobiliserade biandbergarter En större del (ca 15%) av berggrunden i Umeå utgörs sannolikt av biandbergarter mellan metasediment och gnejsgraniter i varierande proportioner. Sådana led är vanliga i den norra och östra delen av kartområdet samt i Holmsunds- och Obbolatrakten där de i likhet med de rena gnejsgraniterna bildar morfologiskt framträdande bergkullar. Biandbergarterna kan till följd av regenerationen mer eller mindre successivt övergå i tämligen massformiga, ögonförande bergarter med granodioritisk - granitisk sammansättning. De glest strödda megakris terna (ofta 1-5 cm) består av mikroklin medan de rikligt uppträdande plagioklasindivid (^20-30^ s^han uppnår 5 mm. Den tidigare anlagda skiffrigheten har i allmänhet utplånats genom tillväxten av fältspatmegakrister. Exempel på lokaler med denna bergartstyp kan nämnas från Holmsund (4f), Brännland (8b) samt i stråket mellan Yttertavle (6e) och Lilljansberget (7e). På några ställen i Brännlandområdet (8b) har påträffats intrusivt uppträdande pluggar av de aktuella bergarterna med högt innehåll av delvis assimilerade skivor och brottstycken av både metasediment och gnejsgranit. Motsvarande bergarters uppträdande i den prekambriska berggrunden i Mellansverige har beskrivits av Stålhös (1969, 1975, 1979). Enligt honom har de ögonförande biandbergarterna bildats under den svekokarelska metamorfosens kulm. Förutsättningen för regenerationen antogs vara den modifiering av gnejsgranitens sammansättning som tidigare ägt rum genom assimilation av glimmerrika metasediment. Det assimilerade glimmermaterialet har därvid höjt nejsgranitens potentiella kalium- och vatteninnehåll och gjort denna mera lättsmält. Frigörelse av vatten ägde också rum i sa m band med åderförgnejsningen av de argillitiska sedimenten. Temperatur- och tryckförhållanden under regenerationen uppskattas av Stålhös (1975) till/v/700 C respektive 3-4 kbar. De uppkomna regeneraten kan sålunda beskrivas som en blandprodukt av dioritergranodioriter å ena sidan och metaargilliter å den andra. Slutproduktens sammansättning motsvarar då granodiorit - granit.

42 31 Enligt Stålhös (1975, 1979) kan regenerationen uppnå ett mobilt stadium under vilket de tidigare diskuterade ögonförande granitoiderna börjar uppträda intrusivt mot omgivningen bildande diskordanta pluggar eller små massiv. Mobilisatet innesluter rikligt med fragment av både metasediment och gnejsgranit. De regenererade biandbergarternas mineralogiska och kemiska sammansättning redovisas i diagram 7 och tabell 6. I de mestadels grovkorniga och alltid ögonförande, regenererade granitoida biandbergarterna dominerar kvarts (31-40 vol%) över plagioklas ^20-30 volz).. Den senare bildar i likhet med kalifältspaten de för bergarten typiska ögonen. Plagioklas är vanligtvis måttligt - kraftigt sericitomvandlad. Mikroklin är mikropertiskt och förekommer i något lägre halter (10-35 vol%) än plagioklas. I samtliga prov representeras de mafiska mineralen av biotit (16-21 vol%). Jämfört med de ordinära gnejsgraniterna som uppträder i Umeåområdet visar de regenererade biandbergarterna högre halter av K^O samt i vissa fall ett visst aluminiumöverskott. Analyslokaler till diagram 5 och tabell 6. Prov nr Bergart Lokal (K) (K) la Mörk ögonförande regenererad granodiorit Grå regenererad gnejsgranit med fältspatporfyroblaster Ögonförande regenererad granodiorit Grå regenererad gnejsgranit med fältspatporfyroblaster Grovporfyriskt mobilisât, granodiorit med inneslutningar av metasediment och gnejsgranit Holmsund (4f) centrum vid SCA industrin SÖ spetsen av Tavelsjön (7e) i Umeå Rödberget, Umeå (7d) Berghäll ca 700 m från vägkorsningen till Yttertavle (7e) Umeälvsfåran vid Brännlandsbro (8b) (K) = kemisk analys

43 1 32 Diagram 5. Mineralsammansättningen hos de regenererade eller mobiliserade granitoida biandbergarterna i Ume atrakten. Prov nr V-. T~ v T CD gi m 00 j 20.9 ^1641 m Biotit altsdqt * 50 ^PIQQ IO klos : v Kvarts OH An % 20 olig» 25 r " V 30 olig Apatit > Zirkon Grafit Granat Klorit ; Muskovit 0,5 + 6,4 + - Rutil Oxidmalm Tifanit Kornstorlek (mm) Enstaka korn (non) a LO m rsl <JD lo UD vd id (NI (N CN CSI fn t** O O O o O 0, ,5-- i-: i O Ln Kem analys K K S = svag M = måttlig K» kraftig sericitisering

44 33 Tabell 6 Kemiska analyser av regenererade granitoida biandbergarter. Prov nr Si0 2 66,1 64,5 A ,2 14,7 * Fe 2 3 4,17 5,08 MnO 0,03 0,05 MgO 1,62 1,61 CaO 1,70 2,87 Na 20 2,80 3,01 4,40 4,40 Ti0 2 0,47 1,02 96,57 97,24 Nigglital t +7 mg 0,44 k 0,50 c 8 fm 25 si 301 ppm Ba 657 Ni 52 V 43 Cr 53 Zr ,38 0, * Totalt Fe

45 34 Fig. 9. Regenererad biandbergart med fältspatfenokrister, Nydalasjön, Umeå, Foto: Karel Miskovsky. Fig. 10. Successiv övergång från ådergnejs i högra bildhalvan till granitiskt mobilisât av varierande kornstorlek. Degerberget. Foto: Karel Miskovsky.

46 Yngre granitiska - pegmatitiska bergarter Bergarter med granitisk sammansättning förekommer sporadiskt inom unersökningsområdet. Det granitiska mobilisatets utbildning varierar från aplit till pegmatit. Bergarten bildar antingen intrusivt uppträdande pluggar oftast knutna till metaargilliterna eller turmalin- och granatförande pegmatitgångar. På Bergöbron i Obbola (5e) genomskär och breccierar en ca tre meter bred, granat-turmalinförande pegmatitgång ett metagabbromassiv. Några kilometer söderut vid färjläget i Obbola (4e) intruderas granat-cordieritådergnejserna av ett litet granatförande granitmassiv. I likhet med de tidigare regenererade och mobiliserade granitoida biandbergarterna präglas också det granitiska mobilisatets textur av kalifältspat- och plagioklasmegakrister i en finkornigare mellanmassa. Kalifältspaten utgörs av en inneslutningsfri mikroklinpertit medan plagioklasen An^ däremot är måttligt-kraftigt sericitiserad. Granatporfyroblaster (0,5-1 cm) förekommer allmänt. Bergartens modala sammansättning är kvarts (25-39 vol%) kalifältspat (21-41 vol%) oligoklas (20-37 vol%) muskovit (2-12 vol%) ± biotit (se diagram 6). Enligt IUGS (1973) klassifikation av magmatiska djupbergarter är de aktuella granitiska bergarterna antingen syeno- eller monzograniter. Hög Si02~ och K2O-halt, kraftigt aluminiumöverskott samt låga mgoch c-värden är för denna bergart typiska kemiska karakteristika (se tabell 7). Av spårelementen varierar Ba mellan ppm medan V-halten ligger mellan ppm. Cr och Ni saknas helt. Flera processer kan tänkas leda till bildningen av dessa små, lokala granit-pegmatitförekomster. Bergarter av denna typ kan ha sitt ursprung i argillitiska sediment. Under regionalmetamorfosens kulmination kan i dessa bergarter uppstå partiell uppsmältning, varvid granitiska led kan bildas (Winkler 1974). Dessa uppträder antingen i

47 36 form av ådror i moderbergarten eller som små intrusivt uppträdande massiv. Den tidigare nämnda (se sid 30) regenerationen och mobiliseringen av granitoida biandbergarter kan också ge upphov till mobila granitiska smältor (Stålhös 1975, 1979). De granitiska förekomsterna kan också vara små utlöpare av ett på större djup lokaliserat serorogent, granitiskt massiv. Mobilisatets fältmässiga anknytning till granat-cordieritådergnejserna, aluminiumöverskottmineralens förekomst, samt bergartens porfyrartade textur antyder snarast granitmobilisatets bildning enligt något av de två förstnämnda alternativen. Analyslokaler till diagram 6 och tabell 7. Prov nr Bergart Lokal C (K) C b (K) (K) = kemisk analys Granatförande finkornigt granitiskt mobilisât Ljus medelkornig - grovkornig granit Granatförande, medelkornigt något porfyriskt granitiskt mobilisât Medelkornigt, ljust granitiskt mobilisât Skrävelsjöberget- Röbäck (6c) Degerberget-Degersj ön (7b) Hässningberget-Skravelsjö (6e, 7c) Skäfftesberget ca 5 km 0N0 från Djäkneböle (6c)

48 37 Diagram 6. Mineralsammansättningen hos de granitiska - pegmatitiska bergarterna. jq o O «- rsl CO m 1 i i c*» on CO o (NI o *- 00 UD O) UD O o O O O o O O Biotit mn Ti 0^1.^2.1 Musk 4.9tE^9=l7ZË _ :20.9 Musk altsda loklas K Kvarts An % 15 olig. 15 Kornstorlek (m m) Kem analys K K M = måttlig K = kraftig sericitisering

49 38 Tabell 7 Kemiska analyser av granitiskt mobilisât från Umeåtrakten. Prov nr c b Si0 2 66,04 68,18 A ,73 14,26 * Fe 2 3 1,10 0,28 MnO 0,01 0,00 MgO 0,31 0,08 CaO 0,29 0,24 Na 20 2,22 1,91 K 2O 4,67 6,50 Ti0 2 0,01 0,01 88,38 91,38 Nigglital t mg 0,36 0,33 k 0,59 0,69 c 2 1 fm 9 2 si ppm Ba Ni - - V Cr - - * Totalt Fe

50 39 Diagram 7. Den modala fördelningen av kvarts, alkalifältspat och plagioklas hos synorogena - serorogena intrusivbergarter och mobilisât från Umeåtrakten. Terminologi enl IUGS (1973). Q Granit (Syeno) (Monzo) S Grano- \Tona- ) \ diorit \lit Kvartssyenit Kvartsmonzonit Kvarts - monzodiorit [vartä diorit- \gabbr< Syenit Monzonit Monzodiorit + Granitoida metaintrusiv (gnejsgraniter) Q Basiska metaintrusiv (djupgrönstenar) Regenerade och mobiliserade granitoida biandbergarter O Granitiskt - pegmatitiskt mobilisât

51 Metamorfosen inom Uraeåområdet Metamorfosen inom de mellansvenska svekokarelska bildningarna har diskuterats ingående i fl era kartbladsbeskrivningar av Stålhös (1969, 1972, 1975, 1979). Enligt Stålhös är Stockholms-, Nyköpingsoch Nynäshamns berggrund till en stor del uppbyggd av högmetamorfa bergarter (T C) bildade under måttliga tryckbetingelser (P tot= PJJ 0= 3-4 kbar). Tre i met aargilliter uppträdande reaktioner står som grund för temperaturuppskattningen. (1) 1 muskovit + 1 k varts ^1 K-fältspat + andalusit/sill + 1 (2) 6 muskovit + 2 biotit + 15 kvarts ^ 3 cordierit + 8 K-fältspat + 8 H 20 (3) 1 muskovit + 1 biotit + 3 kv arts 5^ 1 almandin + 2-K-fältspat + 2 H 20 Vid P 4 kbar antas reaktionstemperaturen vara C vid 2 alla de ovannämnda reaktionerna. Det 1^0 som frigjordes genom mineralomvandlingarna gav sannolikt upphov till partiella anatektiska processer med ådergnejsbildningen i meta argilliterna som följd. I bergarter med biotit som enda glimmermineral antogs samma process kunna ske vid temperaturer något överstigande 700 C (Winkler 1975). Med hänsyn till coexistensen mellan mineralen almandin, cordierit och sillimanit uppskattade Stålhös (1969 s 173) det vid metamorfosen rådande trycket till 3-4 kbar inom nämnda region. Mineralparagenesen i Umeås metaargilliter antyder ungefär samma temperatur-tryckförhållanden vid regionalmetamorfosen som i Stockholms- eller Nyköpingstrakten. Beroende på ett lägre aluminiumöverskott hos Umeås metaargillitiska bergarter är dock de för metamorfosen karakteristiska mineralen (almandin, cordierit, sillimanit) mindre vanliga här än i motsvarande berggrund i Mellansverige. I Umeåtrakten gjorde sig den partiella anatektiska uppsmältningen gällande huvudsakligen inom de argillitiska bergartsleden medan områdets biotit-plagioklasskiffrar påverkades tämligen svagt av denna process. Detta innebär att temperaturen under regional

52 41 metamorfosens kulm inte har överskrit 700 C (Winkler 1975). Under alla omständigheter har rådande temperatur- och tryckbetingelser under den regionala metamorfosens höjdpunkt varit tillräckliga att vid närvaro av fritt vatten kunna åstadkomma regeneration och även mobilisering av en del av områdets äldre intrusiv och/eller biandbergarter. Under samma förhållanden bildades sannolikt genom uppsmältning av metaargillitiska bergarter en granitisk - pegmatitisk smälta som gav upphov till de smärre granitiska massiv och pegmatitiska gångar som uppträder i Ume åtrakten. Några tecken på synorogen metamorfos knuten till intrusionen av de heta primorogena - synorogena magmabergarterna har ej kunnat spåras. Anledningen till detta är dels att Umeås äldre intrusivkroppar är tämligen små, dels att den långt senare och starkare metamorfosen i områ det troligen suddat ut s påren efter en eventuell tidigare metamorfos Struktur och spricktektonik Umeåtraktens berggrund kan indelas i två skilda regioner med hänsyn till sin strukturella uppbyggnad. Gränsen mellan dessa löper från Ersmark (8e) i norr till Röbäck (7a) och följer sedan E4-vägen i sö der. Berggrunden öster om denna gräns präglas av nord-sydligt strykande mot öster flackstupande förskiffring. Veckaxlarna är nord-sydligt orienterade och har svag nordlig stupning. Detta område motsvarar den tidigare nämnda s k "kustslätten 11 vars topografi endast bryts genom enstaka, låga (40-50 m), nord-sydligt utsträckta, selektivt utpreparerade bergryggar. Inom området beläget väster om nämnda gräns är berggrundens strukturella uppbyggnad mer komplicerad. Det mest karakteristiska strukturdraget är dock en i st rykning skiftande dock nästan alltid brantstupande jämte den på vissa ställen tydligt utbildade, ost-västliga foliationen och stängligheten. Domliknande strukturformer sannolikt orsakade av små intrusivt uppträdande pluggar av mobiliserade gnejsgraniter och/eller biandbergarter samt granitiskt mobilisât, stör de ursprungliga veckstrukturerna..

53 42 Sprickfrekvensen inom det undersökta området är relativt låg såväl på topparna som i dalarna. Minst två sprickgenerationer har kunnat urskiljas. Den äldre syntektoniska sprickgenerationen innefattar sprickor parallella med bergartsförskiffringen. Den andra, yngre, posttektoniska sprickgenerationen utgörs av slutna sprickor som i nord-sydlig och nord-västlig riktning övertvärar de tidigare bildade bergartsstrukturerna. Sporadiskt uppträdande sprickrika svaghetszoner med varierande bredd (dm - m) och utsträckning påträffades i bergtäkterna vid Brännland och på Degermyrberget. De seismiska undersökningarna (Orrje & comp 1971, 1973) utförda i samband med tunnelbygget i Mariehem- (7e), Ålidhem*- (7e), och Tväråområdet (7d) antydde också förekomsten av några få 5-20 m breda, sprickrika låghastighetszoner i den annars kompakta berggrunden. Några blockrörelser har ej kunn at påvisas inom undersökningsområdet. Inte heller har breccierade eller mylonitiserade bergarter påträffats vid hällkarteringen. Fig 11. Veckad biotit-plagioklasskiffer. Rödberget. Foto: Karel Miskovsky.

54 DEL II 43 BERGGRUNDSMORFOLOGI SK DETALJSTUDIE ÖVER KUSTSLÄTTEN OCH NORRLANDS TERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND, 5 INLEDNING Uppfattningen om Fennoskandias berggrundsmorfologiska utformning är trots periodiska forskningsinsatser och diskussioner ingalunda klar. (Sederholm 1910, 1912, De Geer 1913, 1918, 1926, Högbom 1910, Tanner 1915, 1936, 1938, Wråk 1908, Rudberg 1954, Larsson 1954, Niini 1968 m f 1 ). Försöken att förklara Fennoskandias landskapsgestaltning domineras av två huvudhypoteser: Den s k cykliska tolkningshypotesen ser Skandinaviens landskap uppbyggd av flera olikåldriga,trappstegsordnade denudationsytor, erosionsgenerationer^ (Wråk 1908, Rudberg 1954 m fl). Enligt denna hypotes är landskapsutformningen beroende av de fluviatila erosionskrafternas verkan i samspel med en successiv förändring av den s k erosionsbasen.^ Mot denna ställs den icke cykliska hypotesen (Sederholm 1913, Högbom 1912, 1916, De Geer 1918 B, 1926). Denna betraktar Fennoskandia som en sammanhängande berggrundsyta, som genomgår en kontinuerlig selektiv nedbrytning. Reliefskillnaderna orsakas då av struktur- och materialvariationer i b erggrunden eller av spricktektoniken. Under 1970-talet förbättrades kännedomen om Skandinaviens prekambriska berggrund (Lundqvist 1979) och dess postkambriska, paleogeografiska, paleoklimatologiska och isostatiska utveckling (Scotese, Bambach, Barton, Voo, Ziegler 1979, Mörner 1980). De nya rönen och det faktum att det fortfarande inte föreligger någon modern lärobok över Sveriges morfologi, utmanar till en förnyad berggrundsmorfologisk diskussion. 1) Erosionsgeneration: olikåldriga denudationsytor som uppträder i direkt sammanhang med varandra, utan att därmed utsägas om någon generation nått peneplanstadium. (Rudberg 1954). 2) Erosionsbas: erosionens 0-plan. Sammanfaller ofta med havsytan.

55 44 6 TIDIGARE UNDERSÖKNINGAR I syfte att lösa den berggrundsmorfologiska problematiken över mer eller mindre utsträckta områden inom Fennoskandia, har författarna utgått från olika hypoteser. Tre av de viktigaste skandinaviska femtio- och sextiotalsarbeten med anknytning till undersökningsområdets problematik sammanfattas nedan. Målsättningen för Rudbergs (1954) "Västerbottens berggrundsmorfologi" var att undersöka existensen av postsiluriska - kvartära peneplan och tydligt utpräglade, trappstegsvis ordnade erosionsgenerationer inom det västerbottniska landskapet. Den teoretiska bakgrunden till denna undersökning var hypotesen om landskapets cykliska utveckling genom samverkan mellan fluviatila erosionskrafter och den successiva förändringen av erosionsbasen (Wråk 1908, Penck 1953). Rudberg undersökte Västerbottens landskap med hänsyn till topografi och former, olika exogena krafters betydelse för landskapsreliefen, samt berggrundens geomorfologiska betydelse. Topografin studerades med avseende på höjd över havet, relativa höjdskillnader,*"^ i ndividuella landskapsformer och formtyper. Genom att förbinda ett rikligt antal av intilliggande toppar och dalar rekonstruerade Rudberg flera s k topp- och dalkonstanser, dvs svagt lutande, sammanhängande plana ytor. Enligt Rudberg sammanfaller dessa toppkonstanser med olikåldriga, trappstegsordnade erosionsgenerationer, utbildade genom en kontinuerlig nedsänkning av Fennoskandias erosionsbas. Som underlag för topografiska studier använde han bl a generalstabens topografiska kartor i skalan 1: , generalstabens höjdkarta (skalan 1: ) och den av honom själv sammanställda höjdkartan över Västerbotten i skalan 1: I avhandlingen betonas fluvialerosionens betydelse för utskulptureringen av berggrundsreliefen. Den glaciala påverkan av bergytan bedömdes däremot vara tämligen obetydlig. Gavelins (1955a) berggrundskarta över Västerbotten (manuskript) i skala 1: samt vissa fältkontroller har använts vid studiet av berggrundens morfologiska betydelse. Inget synligt samband mellan berg- 1) Relativ höjdskillnad: maximal höjdskillnad mellan krönet och närmast intill liggande dalbotten eller slättyta.

56 45 grundskartans bergartsvariationer och förändringar av topografins huvuddrag konstaterades. Enligt Rudberg visar urbergsskiffrarna och Revsundsgraniten ingen skillnad beträffande områdets höjd över havet, relieftyp och rikedom på högre restelement. Rudberg menar att alla mer betydande slätter och platåer är dunudationsbaser, icke bestämda av berggrundens strukturella egenskaper. Inget hinder föreligger att k alla dessa för cykliska, trappstegsformigt uppträdande peneplan. Tretton olikåldriga trappstegsordnade erosionsgenerationer identifierades. Från nollplanen (nuvarande havsyta) till fjällen urskiljer Rudberg tre kustlandsgenerationer, tre inlandsgenerationer, tre fjällsgenerationer, tre lågfjällsgenerationer och en högfjällsgeneration o Fig. 12. Schematisk profil över erosionsgenerationerna i Västerbotten. (Enligt Rudberg 1954).

57 46 Den etappvisa förändringen av havsnivån som föranledde de olika erosionsgenerationernas bildning, är enligt Rudberg antingen orsakad av landhöjningen, eller insänkningen av Bottenhavsområdet, som eventuellt är ett gammalt sedimentområde. Västra Blekinges prekambriska kustgnejser har studerats av Larsson (1954) som i sitt arbete "Structure and landscape in Western Blekinge, Southeast Sweden" korrellerade berggrundens strukturella uppbyggnad och landskapselement. Larsson (1954) visade en periodisk upprepning av nord-sydligt orienterade zoner, växelvis dominerade av planskiffriga (SB-typ) och stängliga (BS-typ) bergarter. Zonernas existens tillskrivs den regionala veckningen av området. Veckaxlarna i området har en NNO-riktning i kustzonen och NV-riktning i områdets norra del. De stängliga områdena av BS-typ uppfattas som en typ av antiklinaler. De ovannämnda bergartstyperna skiljer sig också markant beträffande sprickigheten. BS-typens sprickbildning består av ett karakteristiskt mönster av tensionssprickor som utbildats vinkelrätt mot bergartens veckaxelriktning. Sprickor i bc-plänet förekommer dock mera sällsynt. Den planskiffriga SBtypen visar uteslutande klyvbarhet efter s-planet. N Fig. 13. Stängligheten och sprickigheten hos BS-tektoniter i Blekinge. (Enligt Larsson 1954).

58 47 När det gäller Blekinges landskap påpekade Larsson den markanta skillnaden mellan det platåbetonade granitlandskapet och kustgnejsernas landskap som präglas av öppna dalar samt låga kullar och ryggar. Larsson betonade också att de Fennoskandiska metasedimentområdena har en annan topografi än granit-, gnejsgranitområden. Analysen av kustgnejslandskapets formelement och deras utbredning visade existensen av två, till form, orientering och regional utbredning, skilda landskapstyper. Typ 1: Består av asymmetriska, mot öster brantstupande, långa och låga ryggar med NNO - SSV orientering. Denna landskapstyp dominerar zoner med SB-tektoniter. Typ 2: Präglas av övervägande NS-orienterade, symmetriska, antiklinaiformade, höga bergryggar med utpräglade ostvästliga branter. Denna landskapstyp är bunden till zoner med BS-tektoniter. Genom korrelation mellan berggrundens strukturella uppbyggnad och landskapselement fastställde Larsson två strukturlandskapstyper inom Blekinges kustgnejsområde. Morfologisk typ 1 präglas av de låga, nord-sydligt orienterade ryggarna, kontrollerade av den mot väster svagtstupande foliationen, utvecklad i SB-tektoniter. Denna landskapstyp saknar nästan helt de mot veckaxlarna vinkelräta ac-sprickorna. Morfologisk typ 2, bunden till de stängliga BS-tektoniterna, karakteriseras av nord-sydligt orienterade, antiklinaiformade, höga bergryggar med välutvecklade, ost-västligt orienterade ac-sprickor. Larsson påpekade avslutningsvis, att det är den äldre deformationen, som sätter sin prägel på kustgnejsernas landskap, medan inflytandet av de postkristallina påfrestningarna influerar landskapet i mycket låg grad.

59 48 Spricktektonikeris betydelse för Fennoskandias landskapsrelief har betonats av många svenska och finska geomorfologer (De Geer 1889a, Asklund 1923, Kaikko 1933, Björnsson 1936, 1937, Tanner 1938, Nordenskjöld 1944 m fl). I samband med planeringen av en ca 60 km lång tunnel mellan Helsingfors och Hausjärvi studerade Niini (1968) sprickfrekvensen i ca 100 borrhål huvudsakligen lokaliserade i sedimenttäckta dalar. Samtidigt undersöktes terrängtopparnas berggrund och dess sprickighet. Seismiska mätningar utfördes för att fastställa de eventuella svaghetszonerna i da larnas fasta berggrund. Undersökningen visade följande, statistiskt bekräftade resultat. Undersökningsområdets topografiska höjder domineras nästan helt (85%) av de motståndskraftiga granitoida bergarterna, medan andelen av de ofta biotitrika och skiffriga metasedimenten,samt de breccierade bergarterna är hög i dalarna. Således har dalarna inom områden med granitisk berggrund ett högt inslag av metasedimentbergarter. Sprickfrekvensen visade sig vara låg på de topografiska höjderna,medan den var genomgående hög i dalarna, oberoende av bergtypen. Studiet av de förekommande daltyperna visade ett direkt samband mellan ökande sprickfrekvens och längden av dalen. Berggrundsvariationers inverkan på topografin diskuteras inte närmare i u ppsatsen. B Fig. 14. Sprickfrekvensförändring med ökande avstånd från en kross zon. A - syd-väst och nord-ost orienterade dalar B- andra depressioner (Enligt Niini 1968).

60 49 7 NYA FORSKNINGSRÖN MED ANKNYTNING TILL FENNOSKANDIAS BERG GRUNDSMORFOLOGI. Många av sjuttiotalets geovetenskapliga forskningsresultat har bidragit till ökad förståelse för den fennoskandiska berggrundytans morfologiska utformning. Den nuvarande uppfattningen om Sveriges prekambriska berggrund sammanfattas av Lundqvist (1979). Nya detaljrika berggrundsgeologiska kartblad (1:50 000) med spricktektoniska och magnetiska kartor gör det m öjligt att i detalj studera berggrundsvariationerna både i material och struktur. Tyvärr är utgivningstakten av SGU:s berggrundskartor låg. Enligt "Mineralpolitiska utredningen" (1980) kommer Sverige att täckas av de moderna kartbladen först om ca femtio år om inga rationella samordningsinsatser sker. Således var saknaden av en detaljerad berggrundskarta över Umeå anledningen till upprättandet av den i del I publicerade berggrundskartan med beskrivning. Fennoskandias struktur- och spricktektonik har studerats globalt och i de talj (Strömberg 1978, Lund 1979, Tuominen 1973, Stålhös 1980, Stephansson 1978, Röshoff 1978, Henkel 1979, Lagerbeck 1977, 1978, Larsson, Lundgren, Wiklander 1977, Mörner 1977). En tektonisk modell baserad på de regionalt uppträdande makrostrukturerna, upprättades av Stålhös (1980) för den Svekokarelska veckningsfasen i de östra delarna av Mellansverige. Under denna veckningsfas som initierades av ost-västliga kompressionskrafter veckades områdets högmetamorfa, plastiska bergarter isoklinalt. Veckaxlarna är nordsydligt orienterade och veckaxelplänen stupar svagt mot ost. De under veckningen sannolikt redan stelnade äldre plutoniska bergarterna gav upphov till en tvärveckning som präglas av ostvästligt orienterade och mot öster brantstupande veckaxlar och stängligheter. Veckstrukturer, liknande Mellansveriges, framträder i Umeåtraktens berggrund (se sid 41). Fennoskandias seismo-tektoniska zoner här undersökts och sammanställts av Strömberg (1976), Stephansson (1978) och Tuominen,

61 50 Aarnitalo, Söderholm (1973). Recenta förkastningar i norra Sverige och norra Finland har studerats av Kujansuu (1964), Mörner (1977), Lagerbäck (1977, 1978) och Henkel (1979). Jordskorpans tjocklek och kontinuitet har undersökts bl a längs den i Vä sterbotten lokaliserade Blå vägen-profilen (Lund 1979). Fennoskandias palezoiska utveckling med hänsyn till paleogeografi och paleoklimatologi samt hav-kontinentfördelning, återges av Scotese m fl (1979) sammanställda "paleozoiska baskartor 11 (se sid 67). De sannolika jordskorpsrörelserna och epeirogenetiska förändringarna i No rdatlanten och deras samband med paleoceanografiska och paleoklimatologiska förändringarna under kenozoikum och kvartär har undersökts av Mörner [(1980a) se sid 69]. Abrahamsson (1974), Tikkanen (1981) studerade georeliefen i norra resp syd-östra Finland» Trots att d eras undersökningar berör områden som skiljer sig från varandra med hänsyn till berggrundens material och ålder, kunde Abrahamsson och Tikkanen konstatera ett samband mellan georeliefen och bergartsvariationerna. Abrahamsson bevisade att inom Äkäslompolos prekambriska berggrund är alla högre fjäll uppbyggda av kvarsit medan samma bergart saknas i kr ingliggande flackare terräng som utgörs av mindre motståndskraftiga bergarter (fig 15). Kujansuu (1967) påpekade att berggrundens inverkan på reliefen i västra finska Lappland är så övertygande att man får anse att alla större morfologiska element utgörs av förändringar i det geologiska materialet. Inom området mellan Björneborg och Nystad konstaterade Tikkanen (1981) markerade olikheter i georeliefen som orsakats av skillnader i vittringsresistensen hos subjotniska graniter och jotniska sandstenar och diabaser* Största höjdskillnader (45-50 m) visar arealer uppbyggda av sandstenar respektive diabaser (fig 16).

62 51 1 ru 2 mini i lîitiî t th teiisüii,..'u'î'xm!»!'!' wmmr m iâî. :ÎH rdt Mk::: JfAYi :n«; m>m iwiwyw iiim Mllm SS'W,,M I!IMI!wìkWI!I!I!I «Ì* Kvartsit 4 s Gabbro 7 s Fylliter 2 = Granit 5 = Gn ejs 8 s Amfiboîtier, 3 s Kvarts-och granodtortt 6 = S kiffrar grönsten ixmi * ' Berggrunden Amfiboia Kvart si I Skiffer Grani Jtvartsit Dioril Kvart sit K v «kvartsit Sk * skiffer Skiffer Diorit Fig. 15. Äkäslompolos berggrund och georelief. (Enligt Abrahamsson 1974).

63 52 Q..2 O km O km Fig. 16. Relationen mellan georeliefen och bergartsvariationen inom områden Kuivalahti-Selkäkangas (A) och Saarnijärvi- Köyliönjärvi (B). Bergartsbeteckningar: (1) diabas, (2) sandsten, (3) rapakivigranit (4) svekokarelska metamorfa bergarter och intrusiv. (Enligt Tikkanen 1981). Karna Lidmar-Bergströms (1982) avhandling behandlar södra Fennoskandias prekvartära geomorfologiska utveckling. Skriften publicerades ca två veckor innan denna avhandling trycktes. Undersökningsområdet är beläget mellan Laholmviken i västkusten och södra delen 2 av Smålands peneplan och omfattar ca 1560 km. Med hjälp av residual flinta avgränsades utbredning av kretaceiska sediment till maximal höjd på m. Vidare beskriver undersökningen två serier av erosionsytor som uppträder inom södra Fennoskandia. Åldern hos den första gruppen kunde fastställas med hjälp av ö vertäckande sedimentavlagringar. På så sätt identifierades erosionsytor äldre än kambrium, jura och överkrita. Den andra serien utgörs av morfometriskt fastställda, trappstegsordnade pediplanytor av förmodad tertiär ursprung. Dateringsförsök av dessa erosionsytor utfördes med hjälp av vittrad flinta. Den äldsta av dessa erosionsytor uppträder på ca 300 m:s nivå medan den yngsta förekommer ca 75 m under nuvarande havsytan. Dessa erosionsytor jämförs med de tertiära erosionsgenerationerna i Västerbotten som beskrevs av Rudberg (1954).

64 53 KATTEGAT HALLANO SMÂLANO PERMIAN -TRIASSIC Climat*: warm. arid Procaasaa: tripping, padimantation fiaxura zona with fracturas RHAETIAN -JURASSIC C limata warm, humid Procassas: corastonaa kaolinitic saprofita FsrmO'Triaasic EARLY- MIDOLE CRETACEOUS PARTL* ctr^0 ETCHPV.AINS Climate Procaaaaa atcfting. stripping Jurassic Climata-. rid (V Procaasaa tripping, padtmantatio* (?) Uppar Cratacaoua and Danian corastona EOCENE - OLIGOCENE Climata warm, humid cool, arid Procaasaa i atching MIOCENE-PLIOCENE Climata: i wsnvvf I coo», arid; f eaot, humid Procaasaa: 1 atching,»trtppmg padtmantation;»tripping ramnanta of Uppar Cratacaoua residuai flints Kama Udmar-aargatrôm Fig 17. Prekvartär utveckling av Feniioskandias syd-västra del. (Efter Karna Lidmar-Bergström 1982).

65 54 I överensstämmelse med denna avhandling betonar Lidmar-Bergström paleoklimatets stora betydelse vid utformningen av Fennoskandias geofelief. Avslutningsvis presenterar Lidmar-Bergström en modell av södra Fennoskandias prekvartära utveckling (fig 17). Modellen är baserad på Melhorn & Edgars (1976) geodynamiska utvecklingshypotes för kratoniska områden, samt klimat-geomorfologiska resultat. Huvuderosionsytorna är enligt denna hypotes produkter av havsregresion som initierades av isostatiska, epeirogenetiska eller eustatiska rörelser. Södra Fennoskandias erosionsytor har enligt Lidmar-Bergström (1982) sin ursprung i havsnivåförändringar och inte i den av Davis (1899) hävdade älvserosionen. 8 UMEÅS LANDSKAPSRELIEF OCH GEOLOGISKA MATERIAL ^ Unde rs öknings syfte Den föreliggande undersökningens ändamål är att utifrån en detaljerad berggrundskännedom (se del I sid 1-42) studera sambandet mellan undersökningsområdets geologiska material och lanskapsrelief. Intresset är inriktat mot den inom Umeåområdet uppträdande, geomorfologiskt särpräglade, kustslätten och Norrlandsterrängen. 8.2 Landskapet inom Umeå kommun Undersökningsområdets utsträckning och topografi beskrivs kortfattat i del I sid 3. Med hhänsyn till arbetets inriktning skall en utförligare beskrivning av Umeåtraktens topografi och morfologi redovisas här. Landskapet i Umeå utgör en del av det i Sverige vitt utbredda prekambriska peneplanet (Högbom 1910, Tanner 1938, Rudberg 1954). Fennoskandias upprepade höjdlägesförändringary initierade av epeirogenetiska och glacial-eustatiska rörelser (Mörner 1977, 1978, 1979, 1980), orsakade sannolikt en upprepad morfologisk regenerering av det ovannämnda prekambriska peneplanet.

66 55 Enligt Rudberg (1954) karakteriseras Västerbottens storskaliga morfologi av med kusten längsgående zoner, kustslätten, Norrlandsterrängens kuperade övergångsregion, inlandsslättemas region, förfjällsregion och fjällregion. Terrängen stiger tämligen jämnt (1:3) från kusten till fjällen. Kustområdet sluttar dock brantare än inlandszonen, som håller konstant topphöjd över en sträcka på 150 km. Undersökningsområdet som i stort sett avgränsas av t opografiska Umeå- 2 kartan i sk alan 1: och täcker ca 350 km innefattar delar av både kustslätten och Norrlands kulliga terräng. Gränsen mellan dessa två landskapstyper löper i no rd-ostlig riktning i stort sett diagonalt över Umeås topografiska karta (se fig 18). Gräns mellan Norrlandsterräng och kustslätt Fig 18. Översiktskarta över undersöknings området med tre utvalda i detalj studerade arealer. Obbolal Holm sund

67 56 Kustslättens landskap är övervägande flackt. Effekten förstärks genom att alla de vida sänkorna är fyllda med tjocka avlagringar av svallsediment och fluviala sediment. Umeås vida slätter utnyttjades tidigare för intensivt jordbruk men numera är stora slättarealer bebyggda p g a Umeåtätortens befolkningsexpansion. Enstaka, låga (30-50 m), nord-sydligt utsträckta, ofta kalspolade bergryggar avbryter ställvis slättens enformighet. Norrlandsterrängen domineras däremot av ta lrika kullar med växlande utsträckning, avskilda med smala, tämligen brantstupande dalar. Svallsedimenttäcket är tunnare här jämfört med kustslätten. Umeälven som i nor d-västlig riktning diagonalt övertvärar undersökningsområdet, bildar flertaliga forsar inom Norrlandsterrängen. Trappstegsformade älvsterrasser vittnar om hur älven successivt har skurit sig in i sina egna avlagringar, ofta ända ner till berggrunden. Inom kustslätten är Umeälvsdalen däremot flack, fylld av ä lvssediment. Rudbergs (1954) gränsdragning mellan kustslätten och Norrlandsterrängen är baserad på den relativa höjden (Hr), nivåskillnaden mellan krönet och intill liggande dalytan. Således karakteriseras den av Rudberg fastställda kustregionen av Hr < 50 m, Norrlandsterrängen av Hr = m och Norrlands kulliga terräng av Hr > 10 0 m. De i U meå utförda fältundersökningarna, borrningarna och seismiska jorddjupbestämningarna (Orrje & Co 1971, 1972, 1973) pekar på att inom kustslättens dalar är sedimenttjockleken m medan inom Norrlandsterrängen är dalarnas sedimentavlagringar utrensade av erosionen,vilket med stor sannolikhet är orsaken till de inom regionen uppmätta högre Hr-värdena. I denna uppsats fastställdes gränsen mellan kustslätten och Norrlands kulliga terräng med hjälp av den morfometriskt bestämda landskapskarakteristiken. Umeås kustslätt domineras (ca 85%) av breda, flacka eller skålaktiga dalar [Röbäcksslätt (6d), Västerslätt (7d), Tavelsjö (7e), Sävarslätt (8e) m m sparsamt avbrutna av m höga, övervägande nord-sydligt utsträckta bergryggar (15%) Mariehem (7e), Hamrinsberget (7e), Lilljansberget (7e), Degermyrberget (7e) mm]. De

68 m höga bergkullarna är däremot den ledande (70%) formen inom Norrlandsterrängen medan dalarnas arealmässiga andel utgör ca 30%. 8.3 Landskapsreliefen med hänsyn till olika parametrar Bergarts- och strukturvariationer, exogena krafter och inte minst tiden,är de faktorer som påverkar berggrundsreliefens utformning (Sparks 1972, Hills 1972, Davis 1899 m fl). I det följande diskuterar författaren Umeå-berggrundens anisotropa egenskaper samt dess hållfasthet och beständighet mot den fysikaliska och kemiska vittringen. I syfte att undersöka de olika bergarternas resistens mot mekanisk påverkan gjordes ett antal sliptalsbestämningar^ (hos två prov även 2 ) 3 ) 4 ) bestämningar av flisighetstal, sprödhetstal och styrkegrad ). Analyserna utfördes vid Statens väg- och trafikinstitut i Lid köping och Västerbottensgrusförädlingens laboratorium i U meå. Analysresultaten redovisas i tab ell 8 sid 61. Nedbrytande krafters karaktär och intensitet under paleozoikum, mesozoikum, kenozoikum och kvartär uppskattas genom studier av den paleoklimatologiska och epeirogenetiska utvecklingen under dessa eror. Sammanförandet av landskapsreliefen med de viktigaste variablerna visar berggrundens betydelse för landskapsgestaltningen Umeåberggrundens anisotropi Det för amatören till synes monotona "gråberget 11 i Ume å visar vid närmare petrografiska studier stora variationer både i struktur och material. Bergarts- och strukturförändringarna är anledningen till att Umeå-berggrundens fysikaliska egenskaper såsom hårdhet, sprickbenägenhet samt dess vittringsresistens förändras. Flera tidigare gjorda skandinaviska undersökningar berörande prekambrisk berggrund med liknande egenskaper pekar på att landskaps- 1) Sliptal: (se bilaga 2). 2) Mått på kornformen för en bergartsfragment uttryckt som förhållandet mellan bredden och tjockleken, längd/tjocklek. 3) Mängd av material {vikt%) som krossas vid krossningsförsök utförda med fallkammarapparat. 4) Måttet på materialets slaghållfasthet = s tarkaste mat. Definieras av stenmaterialets flisighetstal och sprödhetstal enligt R4A: s diagram.

69 58 reliefen påverkats antingen av bergartsvariationer (Niini 1964, Kujansuu 1967, Abrahamsson 1974) eller berggrundens strukturella uppbyggnad (Larsson 1954, Niini 1968) Materialvariationer Den petrografiska analysen av Umeås berggrund (del I sid 1-42) visar att utöver de dominerande metasedimenten förekommer inom undersökningsområdet en rad olika bergarter av sannolikt djupmagmatiskt ursprung. En övervägande del av dessa bergarter har sammanveckats med metasedimentbergarterna och präglas av samma metamorfosgrad (höggradsmetamorfos under intermediära P-förhållanden). De bergartstyper som kan vara av b etydelse för undersökningsresultatet skall nedan behandlas med hänsyn till sin sammansättning, uppbyggnad och utbredning. 1) Metasedimentbergarterna (metagråvackor) representeras i Ume å av två varianter: la) Biotit-plagioklasskiffrar som är mörka, starkt skiffriga,finkorniga - medelkorniga (0,1-0,5 mm) bergarter med utpräglad granoblast isk textur. Mineralsammansättningen utgörs av biotit (22-30 vol%), kvarts (23-43 vol%) och fältspat (plagioklas) (32-53 vol%). Ca 60% av undersökningsområdets area utgörs av d enna bergartstyp. Ib) Ådergnejser är ljusgrå, gnejsiga, medel-grovkorniga, ojämnkorniga, heterogena bergarter med växlande, klart avgränsade, mörka, biotitrika och ljusa, kvarts-fältspatsdominerade partier (ådror, sliror). Biotithalten är klart lägre än hos biotisplagioklasskiffrarna (5-25 vol%), kvarts- och fältspathalten överstiger vanligtvis 25 vol%. Granat, cordierit, andalusit-sillimanit är för bergarten signifikanta mineral. Ådergnejserna är mindre frekventa (ca 20% av tot arean) än biotitplagioklasskif frarna och uppträder mest inom undersökningsområdets östra och västra del.

70 59 2) Äldre granitoider representerades i Um eåtrakten av gnejsiga, ofta stängliga, medel-grovkorniga (1-6 mm), jämnkorniga, grå tonaliter. Biotithalten växlar mellan 9-28 vol%. Kvarts och fältspat kan hos dessa bergarter uppnå 39 vol% resp 66 vol%. Hos vissa varianter alternerar biotit med hornblände (1-21 vol%) och/eller pyroxen (3-6 volz). Äldre granitoider bildar några mindre massiv i Skr avelsjö (6c), Djäkneböle (6c) och Tjälamark (8d). 3) Djupgrönstenar är ett samlingsnamn för metamorfoserade, mörka magmatiska djupbergarter med melatonalitisk - pyroxenitisk sammansättning. De i Umeå uppträdande djupgrönstenarna domineras av m örka, massiva eller svagt förgnejsade, medel - grovkorniga (1 4 mm) jämnkorniga dioriter - kvartsdioriter (Biotit vol%, kvarts 5-15 vol%, plagioklas vol%, pyroxen 3-5 vol%). Deras förekomst är k oncentrerad till området mellan Umeå (7d, e) och Holmsund (5e). I H olmsund och Obbola påträffades djupgrönstenar med gabbroid sammansättning (Biotit 2-12 vol%, hornblände vol%, plagioklas vol%). 4) Regenererade och/eller mobiliserade biandbergarter (se del 1 sid 30-34) bildar massformiga kroppar av mörka, biotitrika, grovkorniga (1-20 mm) fältspatögonförande bergarter med granodioritisk - granitisk sammansättning (biotit vol%, kvarts vol%, K-fältspat och plagioklas vol%). Fältspater hos dessa bergarter är ofta medium - starkt sericitiserade och/eller kaoliniserade. Mindre kroppar av denna bergartstyp uppträder jämnt utspridda över undersökningsarean. 5) Granit-pegmatit mobilisât är en ljus, medel - grovkornig (1-10 mm) massivt uppträdande bergart av granitisk sammansättning. Glimmerhalten är låg hos denna bergartstyp (2-14 vol%) medan fältspat och kvartshalterna är höga (58-61 resp vol%). Det granitiska mobilisatet är ofta granatförande. I Umeå är den areella representationen av denna bergartstyp liten (ca 0,2% av den totala arean). Bergartens morfologiska betydelse är dock stor. 6) Amfibolitiserade basiska vulkaniter utgör endast litet inslag i den prekambriska Umeåberggrunden och har därför underordnad betydelse för områdets berggrundsmorfologi.

71 60 7) Berggrunden invid kroppar av de ovannämnda äldre djupbergarterna präglas av bandade gnejser, som anses vara biandbergarter mellan metasedimenten och de eruptiva bergarterna. Bandens tjocklek varierar från några mm till fyra cm. Successiv övergång från svagt invaderade biotitskiffrar till rena eruptivbergarter iakttogs t ex på Trollberget (8c) och Stora Degerberget (8b) Bergarternas fysikaliska och kemiska vitt ringsbenägenhet Bergarternas resistens mot den mekaniska påverkan har undersökts med hjälp av sliptalsmetoden (bil 2). Ur dia grammet 8 framgår att biotit-plagioklasskiffrarnas nötningsresistens är betydligt sämre än hos de övriga bergartstyperna. De kvarts- och fältspatrika äldre granitoiderna (tabell 8) utgör tillsammans med det icke analyserade granitiska mobilisatet Umeås mest nötningsbeständiga bergarter. Diagram 8 visar även biotithaltens inverkan på nötningsresistensen. Umeåtraktens biotitrikaste bergarter är dels djupgrönstenar med dioritisk - kvartsdioritisk sammansättning (prov ), dels de ursprungligen sedimentära biotit-plagioklasskiffrarna. Hos dessa bergarter varierar biotithalten mellan volz respektive vol%. Trots det nästan likvärdiga biotitinnehållet är biotitplagioklasskif frarnas sliptal generellt högre än djupgrönstenarnas. Detta tyder på att nötningsmotståndskraften delvis påverkas av bergartens texturella uppbyggnad. Samma fenomen påverkar sannolikt även de äldre granitoidernas sliptalsvärden. Trots att Svartbergets ( ) svagt förgnejsade, medelkorniga (1-3 mm) tonalit innehåller mer biotit och mindre kvarts än tonaliten från Djäkneböleklinten ( ), som dock är starkt gnejsig och grövre i ko rnstorleken, visar den förra högre nötningsresistens. Den del av biandbergarter som drabbats av den i del I (sid ) beskrivna regenerationen, genomgick delvis strukturell och texturell förändring. Regenererade djupbergarter är således massformiga och har heteroblastisk uppbyggnad med fältspatporfyroblaster. Alla analyserade prov av denna bergartstyp präglades av m edium - kraftigt sericitiserade och/eller kaoliniserade palgioklaser. Fältobservationerna bekräftade misstanken om regenerationens negativa

72 61 Diagram 8. Umeåbergarternas nötningsresistens i rel ation till biotithalten. DJUPGRÖNSTEN ÄLDRE 6RANIT0I0ER + BIOTI T- PIAGIOK L ASSKIF FER METAVULKANIT O * I sliptal O/cm* Tabell 8. Sliptalsanalyser av u tvalda bergarter från Umeå. Prov nr Lokal Bergart Sliptal Hamptjärnsberget (8d ) Umeå Dj äkneböleklinten (6c ) Umeå Svartberget (5c) Umeå Torrberget (6b) Umeå km N om HamptjMrnsberget (8d) Brännlandsberget c ) Umeå Grå tonalit (gnejs) Grå tonalit (gnejs) Grå tonalit (massformig) Mörk diorit (gnejs) Biotit-plagioklasskiffer Biotit-plagioklasskiffer

73 62 inverkan på bergartens vittringsresitens jämfört med de icke regenererade äldre granitoiderna. Den kemiska vittringsbenägenheten är antagligen också beroende av både mineralsammansättningen och bergartens textur. Biotit-plagioklasskiffrarnas rostiga vittringsprodukter samt förekomsten av djupvittringszoner i de nna berggrundstyp (Åhman 1961) vittnar om bergartens känslighet för den kemiska vittringen. De med biotit-plagioklasskiffrarna tidigare jämförda djupgrönstenarna visar däremot inga tydliga tecken på kemiska nedbrytningsprocesser, trots att deras mineralsammansättning präglas av flera kemiskt metastabila mineral såsom Ca-plagioklas och hornblände Migmatiseringsgrad Inom det undersökta området varierar migmatiseringen starkt hos de olika bergartstyperna och ökar på så sätt berggrundens anisotropa egenskaper. Medan de äldre granitoiderna är nära nog oberörda av migmatiseringsprocessen, visar djupgrönstenarna ofta ett oregelbundet nät av ljusa kvarts-fältspatådror. De största variationerna i mig matiseringen förekommer hos metasedimentbergarterna. Migmatiseringsgraden är hög hos de ursprungligen muskovitrika ådergnejserna som på sina ställen övergår till slirgnejser, eller granitiskt mobilisât (fig 1, 2). Biotit-plagioklasskiffrar är däremot svagt migmatiserade och behåller i hö g grad sin primära uppbyggnad (fig 3, 4). De kvarts- och fältspatrika ådrorna eller banden ökar ådergnejsernas och biandbergarternas motståndskraft. Starkt ådriga eller tätbandade bergartssekvenser är följaktligen mer resistenta mot både mekanisk och kemisk vittring än de glimmerrika, starkt folierade sekvenserna av en och samma bergart.

74 Variationer i U meåberggrundens strukturella uppbyggnad Kontraster mellan kustslättens och Norrlandsterrängens strukturella uppbyggnad (del I sid 41-42) och sprickighet påverkar med sannolikhet Umeåberggrundens relief. Kustslättens karakteristiska struktur är den nord-sydligt strykande, mot ost svagt stupande (20 ) förskiffringen. Veckaxlarnas strykning har samma riktning. Hos områdets metasedimentbergarter framträder med förskiffringen parallell klyvbarhet som i si n tur föranleder subhorisontell avsöndring av metasedimentskivor (fig 17). Dessa är lättillgängliga för de utrensande exogena krafterna. De övriga, kompetenta bergarterna som antingen är sammanveckade med metasedimenten (djupgrönstenar, äldre granitoider), eller uppträder diskordant mot dessa (regenererade och/eller mobiliserade biandbergarter, granitiskt mobilisât) kunde på så sätt framrepareras och framstår oftast som utpräglade bergryggar. Inom den strukturellt komplicerade Norrlandsterrängen är det dock vissa strukturdrag som sannolikt är av betydelse för landskapsreliefen. Det är framför allt den för området karakteristiska brantstupande bergartsförskiffringen (fig 18) samt den i nor r och söder välutvecklade ost-västliga stängligheten som med sannolikhet bidrar till den från kustslätten avvikande landskapsutformningen. I likhet med kustslätten, präglas Norrlandsterrängens metasediment av klyvbarhet som är parallell med foliationen. Sprickorna stupar dock brant - vertikalt och gynnar därför inte den tidigare nämnda subhorisontella avsöndringen av metasedimentskivor. Å andra sidan kan denna spricktyp tänkas initiera t ex den kemiska vittringen, då vatten fritt kan tränga mellan glimmerskikten. I samband med utbyggnaden av vattenkraftstunneln i Norrfors beskrev Âhman (1961) förekomsten av en ca 8 m bred djupvittringszon i metasedimentbergarterna. Bildningen av denna zon tillskrevs den kemiska djupvittringen.

75 Fig. 19. För kustslätten typiska folierade, flackstupande biotit-plagioklasskiffrar med i s planet markerad klyvbarhet. Röbäck. Foto: Karel Miskovsky. Fig. 20. Norrlandsterrängens brantstupande biandbergarter med konform inlagring av basisk metavulkanit. Torrberget. Foto: Karel Miskovsky.

76 65 Den ost-västligt strykande foliationen och stängligheten påverkar sannolikt bergryggarnas orientering. Som exempel på detta fenomen kan nämnas Djäkneböleklinten (6c) och Hamptjärnkomplexet (8d), vilkas längdaxlar är ost-västligt orienterade. En annan i Umeå observerad strukturell landskapspåverkan utgör de regenererade och/eller mobiliserade biandbergarterna som ofta bildar mot omgivningen diskordant uppträdande, domformade bergkullar Förekomsten av postkristallina sprickzoner Som tidigare sagts (se del I sid 42) är sprickfrekvensen inom u ndersökningsområdet relativt låg såväl på topparna som i dalarna. De yngre posttektoniska sprickgenerationerna utgörs i Ume å dels av öppna, nord-sydligt eller ost-västligt orienterade sprickor ofta läkta med kvarts eller pegmatit, dels av slutna sprickor som i no rdsydlig och nord-västlig riktning övertvärar de äldre bergartsstrukturerna. Med hänsyn till de tidigare publicerade undersökningarna (Larsson 1954, Niini 1968) ägnades särskilt intresse åt d alarnas sprickfrekvensstudier. Delar av den torrlagda och välblottade Umeälvsfåran vid Norrfors (8b) och Sörfors (8b), och delar av centrala Umeå undersöktes makroskopiskt respektive geofysiskt (Orje & Co 1971, 1972). Trots några geofysiskt indicerade, ojämnt fördelade låghastighetszoner ( m/sek) i centrala Umeå, kunde inte någon nämnvärd ökning av sprickfrekvensen inom dalarna konstateras. Jämför man sprickigheten hos olika bergartstyper, kan man säga att de kompetenta basiska, täta djupgrönstenarnas uppsprickning är ställvis märkbart starkare än hos de omgivande metasedimenten.

77 Fig. 21, Sprickfrekvens i Umeälvsfåran i Norrfors. Foto: Karel Miskovsky. Fig. 22. Sprickmönster och sprickfrekvens i bergtäkten på De ge rmy rb e r ge t. Foto: Karel Miskovsky.

78 Regionens paleogeografi, paleoklimatologi och epeirogenetiska rörelser som mått på exogena krafters karaktär och styrka I ö verensstämmelse med Davis^(1899) teori kan man säga att berggrundsreliefen är en produkt av en långvarig nedbrytningsprocess som under flera geologiska perioder påverkade den i dage n exponerande berggrunden. Karaktären och styrkan av de nedbrytande krafterna samt variationerna i det geologiska materialet är de för berggrundsreliefens utformning avgörande faktorerna. Rekonstruktionen av de paleogeografiska, paleoklimatologiska samt epeirogenetiska förhållanden är därför nödvändig för uppskattningen av exogena krafters karaktär, styrka och omfattning. Mycket tyder på att Fennoskandias prekambriska berggrund var peneplaniserad redan långt före kambrium (Högbom 1924, Tanner 1938, Rudberg 1954). Under sin senare existens regenererades Fennoskandias peneplan flera gånger beroende på dess skiftande paleogeografiska läge och epeirogenetiska förhållanden. Fennoskandias paleogeografi, paleoklimatologi och till en viss grad även epeirogenes under paleozoikum, redovisas av S cotese m fl (1979). Enligt de av S cotese sammanställda paleozoiska "baskartorna" låg Skandinavien i mit ten av ordovicium i när heten av sydpolen. Stora delar av landytan var då nedsänkta i ett grunt hav. Under silur, devon och även karbon, perm var Fennoskandia belägen vid eller nära ekvatorn till stor del exponerad för exogen påverkan (fig 23). Under mesozoikum var klimatet varmt. Trias präglades av torrt, kontinentalt klimat medan under jura och krita var klimatet fuktigt (Lowenstein-Epstein 1954, Frakes 1979). Avsaknaden av mesozoiska sediment i norra Fennoskandia tyder på att berggrunden här var utsatt för exogen nedbrytning även under denna era.

79 68 I Kambrium H Ordovicium msilur 12 Devon X Karbon 3D Perm Kontinent Grundhav Fig. 23. Fennoskandias paleogeografiska läge under proterozoikum. (Efter Scotese m fl, 1979). FÄRÖARNA - ISLAND - RYGGEN m FENNQSKANDISKA SKÖLDEN -500 g -500 PALEO- KRITA ICENIEOCENI OLIGOCEN n i r^n r-~i i ^ MIOCEN PL IO-,STO CEN CEN 1500 Fig. 24. Approximativa eustatiska förändringar i Fennoskandia och Färöarna-Island-ryggen under de senaste 100 milj åren. (Modifierat efter Mörner 1980).

80 69 Nordatlantens och Skandinaviens kenozoiska och kvartära skorprörelser, paleogeografi och paleoklimatologi studerades av Mörner (1980). Enligt Mörner höjdes den fennoskandiska berggrunden snabbt med minst 600 m vid gränsen mellan oligocen och miocen för ca 22,5 milj år sedan. Denna rörelse kompenserades av en nedsänkning av r yggen Island- Färöarna. En påtaglig nedsänkning av Fe nnoskandia började i pl eistocen för ca 0,9-0,8 milj år sedan. I fle ra omgångar sjönk landytan under tämligen kort tid med ca m. De mesozoiska och tertiära strandlinjerna deformerades drastiskt så att de numera brant stupar mot centrum av den Baltiska skölden där de skulle ligga ca m under havsytan. Kompensationen av den na nedsänkning skedde antagligen genom upplyftning av Island-Färöarryggen samt Rhenområdet. Maximicentrat för både de kenozoiska och kvartära vertikala skorprörelserna placeras av Mörner i trakt en av Bottenviken (fig 25) som också är en seismiskt och tektoniskt orolig zon (Båth 1979). Enligt Mörner (1980, 1981) försämrades klimatet över Nordeuropa drastiskt från den senare delen av pliocen (2,5-2,4 milj år). Sedan dess var Skandinavien ofta invaderad av landisen. Ytterligare klimatförsämring med tätväxlande glaciala och interglaciala perioder inträffade i pleistocen för ca 0,9-0,8 milj år s edan. Mörner förmodar att den drastiska klimatförsämringen initierades av den ovannämnda upplyftningen av ryggen mellan Island och Färöarna, vilket förhindrade utbytet av vattenmassor mellan det kalla Norska havet och Nordatlanten. Av de ovan sammanfattade teorierna framgår många för berggrundsreliefens utformning betydelsefulla iakttagelser. Fennoskandias långvariga paleozoiska vistelse i ekv atoriala trakter måste ha gynnat den kemiska vittringen av d ess exponerade delar. Erosionens och denudationens styrka ändrades växelvis genom de u pprepade kenozoiska - kvartära upphöjningarna och nedsänkningarna. Klimatförsämringen medförde upprepade nedisningar som under de senaste 2,5 ailj åren slutligen omskulpturerade den antagligen starkt nedvittrade fennoskandiska skorpan.

81 70 ifp M ip D U L Fig. 25. Fennoskandias vertikala rörelser under kenozoikum och kvartar (efter Mörner 1981). A. Upphöjning för ca 22,5 milj år sedan. B. Nedsänkning under de senaste 0,8 milj åren. C. Postglacial landhöjning under de senaste åren. D. Genomsnittsvärden för den nuvarande landhöjningen (efter Balling 1979). E. Seismiskt aktiv zon (Båth 1978). F. Jordskorpans ungefärliga tjocklek (efter Bungum 1979).

82 Morfometrisk korrelation av georeliefen och berggrundsvariationerna Allmänt om mor ometri Inom naturgeografin används morfometrin sedan 1930-talet (Behrens 1953). Denna metod ger möjlighet att med hjälp av aritmetiska storheter och utan subjektiva värderingar kunna studera och korrelera flera landskapsvariabler. Den statistiska redovisningen av t e x olika variablers beroendegrad kan på ett enkelt sätt redovisas genom olika former av databehandling (Clarke 1966, Zakrzewska 1967). Sålunda är valet av det statistiska basunderlaget en för resultatet avgörande faktor Den morfometriska landskapsanalysens metodik och resultat 1 avsikt att med hänsyn till material och form i det alj studera undersökningsområdets skilda landskapstyper, nämligen kustslätten och Norrlandsterrängen, valde författaren tre rektangulära prov- 2. ytor av vardera km. Provytorna lokaliserades så att den första (diagram 13) representerar kustlandskapet, den andra (diagram 11) avbildar Norrlandsterrängen och den tredje provytan (diagram 9) övertvärar gränsen mellan de ovannämnda landskaptyperna (se fig 18). Med hänsyn till kartskalan (1:25 000) och områdets morfologi valdes rutnätets punktäthet till 1 cm. För nätets samtliga skärningspunkter fastställdes följande variabler. 1) Höjd över havet Genom interpolering mellan topokartans höjdkurvor bestämdes punkternas höjd med ± 1 m. Källa: Topografisk Umeåkarta i skala 1: ) Bergartstyp Källa: Konceptkartan i sk ala 1: till berggrundskartan över centrala delar av Umeå kommun.

83 72 3) Berggrundens strukturella drag. De i fält genomförda strukturmätningarna infördes i bl ockdiagrammen i form av strukturtecken och skraffering. Relationerna mellan provytornas variabler redovisas dels grafiskt, dels numeriskt. Den grafiska sammanställningen sker i fo rm av tredimensionella blockdiagram med införd topografi, bergartsgränser och områdets generella strukturdrag (se diagram 9,11 och 13). Överhöjningen av blockdiagrammens topografi är ca 12x. Studiematerialets numeriska behandling presenteras i tabe ll 9-14 och diagram 10, 12 och 14. Med hjälp av korstabeller studerar man de förekommande bergartstypernas representation inom rangordnade landskapsavsnitt. I tabellform redovisas också de övriga statistiska data som maximiminimihöjder för bergarternas uppträdande, statistiskt medelvärde och standardavvikelse. 1) Blockdiagrammen avbildar landskapets topografi inklusive de lösa avlagringarna.

84 Delanalysernas resultat Area 1 Area 1 rep resenterar övergången mellan kustslätten och Norrlandsterrängen och avgränsas i ost och väst av b yarna Röbäck (7d) respek- 2 tive Djäkneböle (6b). Områdets yta är ca 30 km och innefattar Röbäcksslätten (6d) samt bergkomplexet Djäkneböleklinten - Skravelsjöberget (6c). Gränsen mellan kustslätten och Norrlandsterrängen löper i nord -västlig riktning över undersökningsområdets rektangulära, ost-västligt utsträckta yta. De lågt belägna landskapsavsnitten (20-60 m) utgör ca 74% av den totala ytan. Djäkneböleklinten är områdets högsta punkt och uppnår 131 m. Av de inom området förekommande bergarterna utgör biotit-plagioklasskiffer ca 80%, äldre granitoid 18%, djupgrönsten 1% och granitiskt mobilisât 1%. Nord-sydligt strykande, mot öster flackt stupande foliation präglar undersökningsområdets östra del, medan foliationen stryker både nord-sydligt och ost-västligt inom de v ästra delarna. Stupningen är genomgående brantare här än i den östra delen. Numerisk analys av bergarternas fördelning över landskapssnitt ordnade efter stigande höjd visar två motsatta trender (tabell 9 och diagram 10). Biotit-plagioklasskiffrarnas dominans är hundraprocentig i de lägsta landskapsdelarna. Med stigande höjd minskar dock deras areella andel och från 100 m:s nivå saknas denna bergartstyp helt. Äldre granitoidernas spridning visar motsatt tendens. Bergarten dominerar de högst belägna nivåerna, medan förekomsten av äldre granitoider är mycket sällsynt i da larna. Inom area 1 är frekvensen och kroppstorleken hos djupgrönstenar och mibilisat alltför liten för att nämnvärt påverka landskapsreliefen.

85

86 i 75 Tabell 9. Area 1. Bergarternas fördelning inom olika höjdklasser. Höjdklasser 1) Antal punkter i, 1 2) % rad m m m m 100- m 1 < rad i 3) % kolumn Biotit-plagioklas- 1) ! 14 0, 410 skiffer 2) 53,2 31,2 12,2! 3,4 0! 7 9,9 j 3) 97,8 82,1 61,7 i i j 37,8 0! I i ; Granitiskt i 0 4! 1! 5 2. mobilisât ,0 0 0,8 ; 0 0 i 2 ' 5 1 i 5 ' 4 i i 1 1 Äldre granitoid 2,1 27,7 30,9 22,3 17,0! 18,3! 0,9 16,7 35,8 56,8 100,0 i i! I H ; i 5 ' 60,0 40,0 o! 0 0 1,0 1 Dj upgrönsten i 0 0 1,3 1,3 0 i i 513! X kolumn ! 43,5 30,4 15,8 1 7,2 3,1 100,0 1 Tabell 10. Area 1. Bergarts- och höjdfördelning. Maximal höjd Minimal höjd Medelvärde Standardavvikelse Topografi h ö h m ,1 21,6 Biotit-plagioklasskiffer ,0 16,4 Mobilisât ,5 9,5 Äldre granitoid ,9 21,8 Djupgrönsten ,6 5,0

87 76 Diagram 10. a) Areal 1. Bergarternas fördelning inom olika nivåer >100 möh b) Areal 1. Bergarternas procentuella spridning över undersökningsarean. 0.8% 18.30/0 Biotit-plagioklasskiffer Äldre granitoid Ojupgrönsten Mobilisât 79.9% 1.00,0

88 77 Area 2 Området är ca 4 x 8 km stort och har nord-sydlig utsträckning. Avgränsningen i söder utgörs av byarna Djäkneböle (6b) och Bösta (6b) Area 2 representerar Norrlandsterrängen och ca 74% av dess yta ligger ligger på m:s nivå. Områdets medelhöjd är 96 m. Berggrunden domineras av biotit-plagioklasskiffrar (77%). Övriga bergarter är ådergnejser 15%, djupgrönstenar 3,8% och granitiskt mobilisât 3,2%. Trots sin tämligen ringa utbredning har dock ådergnejserna och mobilisatet stor betydelse för landskapsreliefen (se diagram 12), eftersom områdets högsta toppar såsom Degerberget (7b), Kangeroberget (6b) och Vitberget (7b) är uppbyggda av dessa bergarter. Djupgrönstenarnas förekomst är däremot bunden till de lägre bergryggarna såsom Torrberget (6b) och Jan-Persberget (6b) med en maximal höjd på 115 m. Förgnejsningen av områdets bergarter stryker övervägande nord-sydligt och stupningen är brant-vertikal.

89

90 79 Tabell 11. Area 2. Bergarternas fördelning inom olika höjdklasser. Höjdklasser 1) Antal punkter 2) % rad m m m m m m m m ^rad 3) X kolumn Bio t it -p 1 ag iokl as- 1) skiffer 2) 0,2 3,0 16,0 60,3 16,0 4, ,9 3) 100,0 100,0 100,0 91,1 52,4 38,3 0 0 Re gene re rad biandbergart , , , Âdergnej s ,9 58,2 22,8 7,6 2,5 15, ,6 37,1 38,3 85,7 66,7 I 1 Granitiskt mobilisât ,5 64,7 5,9 5,9 1 J ' ,2 23,4 14,3 33,3! i Äldre ! 4 granitoid , , , Djupgrönsten j ,0 25, ! 3, ,6 4, ^ kolumn ,2 2,3 12,3 50,9 23,5 8,9 1,3 0,6 100,0 Tabell 12. Area 2. Bergarts- och höjdfördelning. Maximal höjd Minimal höjd Medelvärde Standardavvikelse Topografi h ö h m 166,0 33,0 95,6 19,4 i Biotit-plagioklasskiffer Regen och mobil blandbergarter 133,0 33,0 89,6 u.» 1 i. i 95,0 91,0 93,0 2,8 Ådergnejser 166,0 92,0 118,3 15,8 Mobilisât 163,0 113,0 130,9 13,8 Äldre granitoid 115,0 103,0 110,7 5,7 Djupgrönsten 112,0 83,0 94,0 8,8

91 80 Diagram 12. a) Area 2. Bergarternas fördelning inom olika nivåer /j >160 > ' möh b) Area 2. Bergarternas procentuella spridning över undersökningsarean. 15,0 o/o 3,2 0/0 0,8 % 3,8 % 76.9 O/o Biotit -plagioklasskiffer Ådergnejs Äldre granitoid Djupgrönsten Mobilisât

92 81 Area 3 Som framgår av figur 18 är denna provyta placerad inom kustslätten och innefattar de östra delarna av tätorten Umeå samt området mellan Umeå och Holmsund, öster om Umeälvens fåra. Undersökningsarean har formen av en rektangel (ca 4,5 x 9 km) med nord-sydligt orienterad långsida. Ca 78% av den totala ytan utgörs av b reda slätter med höjder på 0-40 m ö h. De högsta bergryggarna är ma ximalt 75 m höga. Biotit-plagioklasskiffer är också här den dominerande bergartstypen (ca 50%). Av de övriga bergarterna utgör ådergnejserna 22%, regenererade biandbergarterna 16%, djupgrönstenarna 9,5%, äldre granitoiderna 2% och det granitiska mobilisatet 1,5% av den totala ytan. lsoklinala veck med nord-sydligt orienterade veckaxlar och mot öster flackt stupande veckaxelplan är de för området karakteristiska strukturdragen. I öv erenskommelse med area 1 och 2 visar area 3 ett tydligt samband mellan landskapsreliefen och bergartsfördelningen. Huvuddelen av de lägst belägna landskapsavsnitten (0-20 m) utgörs av biotitplagioklasskif frarna, medan det granitiska mobilisatet dominerar kustslättens höjdområden. I likhet med area 2 bildar djupgrönstenarna de lägre (20-60 m) bergryggar som i det ta landskap har n ord-sydlig utsträckning. Inom kustslätten bildar ådergnejserna inga utpräglade bergformer, utan uppträder tillsammans med biotit-plagioklasskiffrarna invid bergryggarna. De regenererade biandbergarterna påträffas såväl i de flacka landskapsavsnitten som på höjderna. Fältundersökningarna visade dock att dessa bergarter nästan alltid bildar små bergkullar som höjer sig över omgivande metasedimentbergarter. Exempel på detta är t ex Rödberget (7d) samt höjderna kring Yttertavle (6e). Beroende på de n kraftiga fältspatiseringen uppträder dessa bergkullar ofta diskordant i fö rhållande till de rådande bergartsstrukturerna.

93 82 o JU CO CO t ö cu 4-1 CU M rl <u t I M-l CU M-l u M r-l * cd CO id 4-» 50 a CO cd U cd CO co CU J* cd H ro co r 4 r t «d d Äd d H ö tì O r4 ro cd ed H O O t i r 1 ÖO u c * ro cd S H a) X! rh a u u T3 Ü a cd CO M co cd O i u rn CO ö M u 60 a) l-l :o cu G H Ö u M M a) 4-J CU ÖO H òo CU O M M C p. ö C H T* cu cd d CU d rjq r 1 "Ö U «-> öo u :cd ócd bo *d CU ÖO II M fco II u II II u J* II <u CO öo öo öo &0 PQ PQ :< S Q pei CO cd a> u < ro U öo cd

94 I 83 Tabell 13. Area 3. Bergarternas fördelning inom olika höjdklasser. Höjdklasser 1) Antal punkter 1 C rad 2) % rad m m 3) % kolumn -co B cr 1 i 00 o 3 4) ant punkter : 5) % totalt Biot it-plagioklas 1) ) 344! skiffer 2) 38,7 43,0 18,3 i 0 0 5) 50,3 3) 76,4 41,3 46,0 0 Regenererad biandbergart 24,1 44,4 29,6 1,9 15,8 14,9 13,4 23,4 13,3. Ådergnejs 'o ^ 149 3,4 83,9 12,8 0 21,8 2,9 34,9 13,9 0 i 1 Granitiskt mobilisât ,0 90,0 1, ,7 60,0 i Äldre 0 0! 6, granitoid ,7 ; 33,3 1, ,4 20,0 I Djupgrönsten ,6 57,8 25,0 1,6 1 9,4 5,7 10,3 11,7 6,7 kolumn ' ,4 52,3 20, ,0 h 9 ^ j Tabell 14. Area 3. Bergarts- och höjdfördelning. Maximal höjd Minimal höjd Medelvärde Standardawike lse Topografi h ö h 75,0 1,0 30,5 1 15,8 Biotit-plagioklasskiffer Reg biandbergarter 55,0 1,0 25,3 16,9 70,0 10,0 34,5 i i! i 14,0 1 Ådergnejser biandbergarter 54,Ö 17,0 34,0 7,1 i Mobilisât 75,0 59,0 66,3 4,6 Äldre granitoid 66,0 50,0 58,7 4,7 Djupgrönsten 65,0 10,0 33,4 12,2

95 84 Diagram 14. a) Area 3. Bergarternas fördelning inom olika nivåer. /o Biotit - plagiok lassk if fer Adergnejs Äldre granitoid DjupgrÖnsten Regen, biandbergarter 7^1 Mobilisât /s - \ \' >1 ^ \- 1 1 wm ' 1 'l 1 y t 'l 1 ih i Lï i LN' s 1 ;,\A y/ möh b) Area 3. Bergarternas procentuella spridning över undersökningsarean. «21.80/0 wåm 1,90/o 1.5 % 50.3%

96 85 Sammanfattning Av d e presenterade statistiska delanalyserna framgår att ett påtagligt samband råder mellan landskapsreliefen, fördelningen av de olika bergartstyperna och berggrundens strukturella uppbyggnad. Både den grafiska och numeriska analysen visar att beroende på vittringsresistensen (se sid 60-62) och uppbyggnaden, intar varje bergartstyp ett utpräglat morfologiskt läge inom det analyserade landskapet. Sålunda framträder biotit-plagioklasskiffrar på de lägsta landskapsnivåerna medan de övriga,mer vittringsresistenta bergarterna bildar de högre belägna landskapsavsnitten. Av dessa bildar djupgrönstenarna och de regenererade biandbergarterna de lägre bergryggarna medan de äldre granitoiderna tillsammans med det granitiska mobilisatet och ådergnejserna dominerar landskapets högsta toppar. Delanalysernas resultat pekar också på att strukturelementens strykning är antagligen en bestämmande faktor för bergryggarnas orientering. Detta framgår av diagrammen 9 och 13.

97 Umeåberggrundens relief - en produkt av selektiv vittring Hypotesen om den selektiva vittringens delaktighet vid utformningen av landskapet i Ume å får stöd av de analysresultat som presenteras i denna avhandling. Morfometriska detaljstudier (se sid 73-85) visade att både reliefvariationerna inom en landskapstyp och skillnaderna mellan kustslätten och Norrlandsterrängen sammanfaller med någon av förändringarna i det geologiska materialet. Således präglas såväl kustslätten som Norrlandsterrängen av specifika berggrundsegenskaper som sammanfattas nedan Kustslättens geologiska material och geomorfologi De för Umekustslätten karakteristiska morfologiska dragen är dels de breda, öppna, lågt belägna slätterna och dels de v anligtvis nordsydligt orienterade låga bergryggarna. Den relativa skillnaden mellan områdets högst och lägst belägna bergytor är max 100 m. Morfometrisk detaljstudie av ett för kustslätten representativt område (se diagram 13) klargjorde sambanden mellan de geologiska och morfologiska variablerna. De breda slätternas bildning kan således tillskrivas dels materialet som utgörs av de starkt förskiffrade, vittringsbenägna metasediraenten, speciellt biotit-plagioklasskiffrarna, dels den i öve r kustslätten dominerande, nord-sydligt strykande och mot öster flackstupande (20-30 ) foliationen. Den med foliationen parallella klyvbarheten, utvecklad enbart hos metasedimentbergarter, gynnar avsöndringen av subhorisontella metasedimentskivor. I det fall att berggrunden av denna typ angripits av en intensiv kemisk vittring med efterföljande glacial erosion, kan detta leda till omfattande utrensning av bergmaterialet över stora arealer (Scotese 1979, Mörner 1980). Eftersom den subhorizontella klyvbarheten är välutvecklad såväl hos de mjuka biotit-plagioklasskiffrarna som hos de hårdare, starkt migmatiserade ådergnejserna, kan denna tänkas minska skillnader i de ssa bergarters morfologiska uppträdande, vilket också bekräftades av d en morfometriska analysen. Det är sannolikt att även Fennoskandias övriga metasedimentdominerade och av samm a strukturdrag präglade landskapsavsnitt denuderades mycket intensivare än angränsande områden med en avvikande geologisk uppbyggnad och bildar i lik het med Umeås kustregion breda, lågt belägna slätter.

98 87 Umeslättens bergryggar utgörs nästan uteslutande av bergarter med magmatiskt ursprung. Djupgrönstenar och äldre granitoider, som utgör med metasedimenten sammanveckade bergartsskivor av m:s mäktighet, formar de låga nord-sydligt orienterade bergryggarna. Den hos biotit-plagioklasskiffrarna och ådergnejserna så tydligt utbildade klyvbarheten saknas helt hos dessa massivt uppträdande bergarter som ofta genomsätts av b rantstupande, slutna sprickor med nordsydlig och nord-västlig orientering. Som exempel på denna landskapsform kan nämnas Mariehemshöjden (7e), Hamrinsberget (7e), Sofiehem (7e), Tegelbruksberget (6e) och Brattberget (6e). De resterande, ofta rundformade bergkullarna utgörs antingen av de regenererade biandbergarterna eller av det granitiska mobilisatet, såsom Bräntberget (7e), Rödberget (7d) m m. De i kus tslätten uppträdande bergryggarnas existens kan alltså med all säkerhet tillskrivas den selektiva vittringen Norrlandsterrängens berggrundsmorfologi i re lation till dess geologiska uppbyggnad Tätheten av m höga bergkullar stiger avsevärt inom Umeås avsnitt av Norrlandsterrängen. Höjderna m ö h utgör här ca 70-85% av den totala arean. Områdets geologiska uppbyggnad är som tidigare sagts (sid 41 ) mer komplicerad beträffande såväl material som struktur. Den branta bergartsstupningen är dock Norrlandsterrängens mest karakteristiska strukturdrag. I likhet med kustslätten visar Norrlandsterrängens metasediment (biotit-plagioklasskiffrar och ådergnejser) en med förskiffringen parallell klyvbarhet. Denna är dock närmast vertikalt orienterad och medför därför inte den för kusten typiska subhorisontella berggrundsavsöndringen. De brantstupande bergarterna var dock mer intensivt utsatta för påverkan av den selektiva vittringen. Således är höjdskillnaderna mellan de vittringsresistenta och vittringsbenägna bergarterna större här än vid kustslätten. Inom Norrlandsterrängen bildar t e x de h årda ådergnejserna toppârtier hos många av bergkullarna medan vid kusten är denna bergartstyp raorfologiskt jämnställd med biotit-plagioklasskiffrarna.

99 Fig. 26. Välavrundad djupgrönsten utgör toppen av Hamrinsberget. Foto: Karel Miskovsky. * - t* >, " v Fig* 27. Bergryggen pa Bergön i Obbola består av metagabbro (mörk) som invaderades och breccierades av ljus granat- och turmalinförande pegmatit. Foto: Karel Miskovsky.

100 89 För övrigt utgörs bergkullarna växlande av djupgrönstenar, äldre granitoider, mobilisât samt av regenererade och/eller mobiliserade biandbergarter. På sina ställen Trollberget kan man följa bergartssuccessionen från bergfoten, som utgörs av biotit-plagioklasskiffrarna, över bergsluttningen där insalget av ådergnejser eller biandbergarter ökar till bergstoppen som antingen består av granitiskt mobilisât eller starkt regenererad och/eller mobiliserad biandbergart. Inom Norrlandsterrängen är de i dal arna exponerade biotit-plagioklasskiffrarna ofta starkt nedvittrade. Förekomsten av en staka djupvit tringszoner som utbildats i des sa bergarter har rapporterats av Åhman (1961). Bergryggarnas orientering är bevisligen styrd av de förekommande strukturgeologiska variationerna. De äldre granitoidernas förgnejsning och stänglighet stryker ost-västligt inom Norrlandsterrängens Umeåavsnitt (se diagram 9 ). Följaktligen uppvisar bergryggar bestående av denna bergartstyp ost-västlig utsträckning. Komplexen Djäkneböleklinten (6c) - SkrävelsjÖberget (6c) samt Tjälamarksberget (8d) - Hamptjärnsberget (8d) kan nämnas som exempel på detta samband. Djupgrönstenarna förekommer däremot inom områden som präglas av n ordsydligt strykande förskiffring och bildar därför ryggar med samma utsträckning [Torrberget (6b)]. De massivt uppträdande, regenererade och mobiliserade biandbergarterna bildar tillsammans med det granitiska mobilisatet de övriga regellöst förekommande höjderna.

101 90 L -"nlm" - âm Ä - Jr j*', ',-m V'* t,, :rs> ^ 'fweê^à ' ' I f "v 1: JM ' ' 1 *' ' W jk f "' **'% * * ; "' < 9 '* «? ^ ' # '%à - i- 4 ^ S ^/,f f. % S? V< - ' T *. 4 f h J? "2&M r* & ' '* 3 A './ y&^-åk:» ' y % ;.,#fl ' \ 4 «', ; f. At>" W y % v. >"'l? U <u 00 c y* eu 0) 4J,jd a ) co,0 r 1 fcû O -H 1 i M 60 1 cu ö PL. ÎCÛ u > C0 cd rû tì CJ <u o cu a a o a) 4-J 60 ö ^ -H cd Ö ^ 4J a) ^ Ö -H H U S «o a) 1 X Cd a) a x> a ) H > O U 4J H O a e cd i-» a) fco -tz) CÖ <u M M < u *"Ö 4-> T-l Ö :cd a) H > U Cd O J-l 4-» CÖ 4-1 öo :cd ÒO u >> r-\ M u e u CO M > Q) ö O no «H M 03 > CO U ih a) u S ^ :cd m r 1 cd cd a) 6 tì v«m cd 4-J O 00^ H O t 1 H o Hd ^ 4J >>» a. O H c/3 CO, CNI ti H p4

102 91 Fig.29.Starkt eroderad biotit-plagioklasskiffer i Umeälvens fåra. Sörfors. Foto: Karel Miskovsky. Fig.30. Detaljbild av samma område visar erosionens selektivitet, De mjukare biotitrika bergartssekvenserna är kraftigare nederoderade än de kvarts och fältspatrika ljusa ådrorna. Foto: Karel Miskovsky,

103 92 9 DISKUSSION OCH SLUTSATSER Berggrundens betydelse för landskapsgestaltningen betonas mer eller mindre starkt i ett flertal uppsatser berörande den skandinaviska fjällkedjan (Högbom 1906, Sjögren 1909, Oxaal 1910, Frödin 1914, Holmsen 1932, Foslie 1941, 1942) och den prekambriska delen av Fennoskandia (Högbom 1910, Nelson 1932, Tanner 1938, Nordenskjöld 1944, Larsson 1954, Niini 1968, Abrahamsson 1974). Det är dock ett fåtal arbeten som baseras på en metodisk undersökning av det tidigare nämnda sambandet. Larssons (1954) landskapsstudie visar en tydlig korrelation mellan Blekinges landskapselement och kustgnejsers strukturella uppbyggnad. I sin uppsats påpekar Larsson även den markanta reliefskillnaden mellan det granitdominerade småländska platålandskapet och landskapet inom den skiffer- och gnejspräglade blekingska kusten. Larsson citerar Björnsson (1936), som betonade det redan då välkända faktum, att Fennoskandias metasedimentdominerade områden har en annan topografi än granit-gnejsgranitregionerna. Med hjälp av databaserad morfometri konstaterade Abrahamsson (1974), att landskapsreliefen inom Äkeslompolos prekambriska berggrund i finska Lappland bestäms av bergartsvariationer. Samma observation gjordes av Kujansuu (1967) och Niini (1964). I den tidigare nämnda undersökningen (sid 48) från Helsingforsområdet konstaterade Niini (1968) en ökad sprickfrekvens i dal arna jämfört med de topografiska höjderna. Niini undersökte och bevisade statistiskt skillnader i be rgartsfördelningen mellan topp- och dalnivåerna. Således dominerar de granitoida bergarterna undersökningsområdets topografiska höjder, medan de skiffriga metasedimentbergarternas inslag är hög i dalarna. Trots denna iakttagelse bedömdes sprickfrekvensen ha avgörande roll vid bildningen av dalgångar inom det undersökta landskapet.

104 93 Med stöd av de presenterade undersökningarna och de i de nna avhandling diskuterade analysresultaten kan man säga att berggrundens selektiva nedbrytning spelar sannolikt en stor roll vid landskapsutformningen inom de prekambriska delar av Fennoskandia som präglas av i stru ktur och material varierande berggrund. Flera analyser av r epresentativa områden krävs dock för att m ed större säkerhet kunna avgöra den ovannämnda hypotesens generella giltighet. När det gäller undersökningsområdens omfattning och lokalisering, visade denna Umeåstudie att satsningen på flera geografiskt och geologiskt i de talj kända, mindre områden, ger säkrare resultat än översiktliga studier av stora landskapsdelar, där underlagsmaterialets generalisering ofta utraderar många berggrunds- och landskapsdetaljer som är av betydelse för undersökningsresultatet. Inom det undersökta området förekommer två-tre av de tretton, trappstegsvis ordnade, olikåldriga västerbottniska erosionsgenerationerna, fastställda av Rudberg. Som framgår av det i denna avhandling presenterade materialet kan såväl dal- och höjdskillnaderna inom kustslätten och Norrlandsterrängen som de geomorfologiska olikheterna mellan dessa två landskapstyper förklaras med hjälp av de konstaterade berggrundsvariationerna i både material och struktur. Hypotesen om den selektiva vittringens betydelse vid r egenerationen av den redan under kambriet peneplaniserade Fennoskandian får också stöd av de nya forskningsrönen beträffande paleogeografin, paleoklimatologin och epeirogenetiska skorprörelser (Scotese m fl 1979, Mörner 1977a, b, 1978, 1979a, b, 1980a, Strömberg 1978, Stephansson 1978, Båth 1979). Rekonstruktionen av F ennoskandias paleoklimatologi antyder att dess bergyta påverkades under paleozoikum och mesozoikum av i ntensiv, selektivt verkande kemisk vittring medan i slutet av kenozoikum och under kvartären omformades det antagligen starkt nedvittrade landskapet av de under ca 2,5 milj år upprepade nedisningarna. De av Mörner m fl studerade snabba upphöjningarna och nedsänkningarna av den Fennoskandiska jordskorpan talar däremot inte för den cykliska hypotesen som förutsätter en långsam, under mycket lång tid fortgående kontinuerlig landhöjning.

105 94 10 SUMMARY (The relief of the Precambrian bedrock of Umeå, S.E. Västerbotten) The aim of th is study is to investigate the relationship between bedrock relief and geological material by means of a detailed analysis of t he bedrock. Situated in the central part of Umeå 2 commune m south-eastern Västerbotten, the study area is ca 350 km in extent and is composed of Precambrian bedrock. The investigation is presented in two parts; the first deals with the geological aspects, while the second is concerned with the geomorphology and provides a synthesis of the relationships between geological material and relief. The lack of d etailed geological information necessitated the mapping of the bedrock, which was carried out by the author during the period In part one the results of this work are presented in the form of a map at a scale of 1:50 000, together with a description (pp 1-42 ). The bedrock of Umeå forms a part of t he Svecokarelian orogenic belt, which extends into Central and Northern Sweden as well as i nto Southern and Central Finland. The age of the Svecokarelian bedrock has been estimated to be million years. The dominating supracrustal rocks of the investigated area are meta-greywackes alternating with meta-argillites. The argillites were transformed into veined garnet-cordierite-sillimanite/ andalusite gneisses, whereas the greywackes became biotiteplagioclase schists. The veined gneisses of Umeå are often mixed with layers of primorogenic-synorogenic intrusive rocks. The thickness of the layers varies between a few centimetres and two decimetres. Intrusive rocks, most likely of primorogenic-synorogenic origin, constitute approximately 5-10% of the entire research area and are concentrated in the eastern, northern, and southern portions of the map. In Umeå the basic intrusives are represented by dark, coarsegrained rocks of pryoxenitic, gabbro, dioritic, quartz-dioritic, and

106 95 mela-tonalitic composition. The granitoid meta-intrusives are represented by gr eyish medium-coarse-grained, gneissic tonalités. In a previous study (Gavelin 1955a) these rocks were regarded as even-grained variations of the serorogenic Revsund f s granite. The locally strong schistosity (parallel to the meta-sediments), migmatization, and mineral composition indicate, however, the primorogenic-syorogenic origin of the above-mentioned intrusives. A po rtion of the meta-intrusives contaminated a varying amount of the meta-argillites which were originally rich in muscovite. During the culmination of metamorphism these transitional rocks were regenerated and/or remobilisated. As a consequence of the regeneration, the mineral composition and th e structure of the rock changed. Rock of t his type has a g ranodioritic-granitic composition and is ch aracterized by a mor e or less abundant occurrence of potassic feldspar and plagioclase (^20-30^ megacrysts. Mobilisate transitional rocks often contain fragments of both metasediments and intrusives. Serorogenic eruptive rocks occur sporadically in the investigated area. The texture of the granitic mobilisate varies from aplite to pegmatite. The rocks form either plugs or pegmatite dikes which appear intrusively. A short description of the investigated rocks of Umeå will now be given. The planimetrie analyses are summarized in Diagrams 1,2,6 and 7. Chemical analyses of the particular rock types will be found in Tables 2 to 7. The nomenclature of the igenous rock follows the recommendations of Strockeisen (1967) and I UGS (1973). The mineralogical and chemical compositions of the veined garnetcordierite-sillimanite/andalusite gneisses (Fig 1) are shown in Table 1. Apart from quartz, plagioclase, biotite, cordierite, and sillimanite/andalusite, the potassic feldspar is an important constituent of t his type of rock. The potassic feldspar is certainly not a p rimary component of th e sediment. It has been created as a product of the reaction between primary muscovite and quartz during the culmination of metamorphism. The Niggli values (t, mg, k, c, fm, si) and the content of minor constituents are presented in Tables

107 96 2 to 7. The meta-argillites are fairly rich in SiO^ and usually have a high surplus of aluminium (Niggli t-value). The biotiteplagioclase schists (meta-arenites) are fine-grained, poorlyveined, schistose rocks (see Fig 2 and 3). The main constituents of quartz, plagioclase, and biotite are equally represented; however, potassic feldspar is absent in these rocks. Mineralogical and chemical properties of th e biotite-plagioclase schists are summarized in Diagram 1 and T able 3. Unlike the veined gneisses, the biotite-plagioclase schists have a fairly small aluminium surplus. The basic vulcanites (tuffs and tuffites) of the investigated area were transformed inte fine-grained, layered or banded amphibolites. The main mineral constituents are amphibole, plagioclase, biotite, and klinopyroxene, in descending order of importance. The mineralogical and chemical composition of the meta-vulcanites is presented in Diagram 2 and Table 4. Using a chemical classification based on the relationship between the SiO^ and Zn/TiO^ ratios (Wine 1977), the analysis of three meta-vulcanites produced two subalkaline basalts and one trachyte-andesite (see Diagram 3). Primorogenic-synorogenic intrusives of basic and granitioid composition are relatively well represented in the investigated area of Umeå. The "greenstones" are the basic and probably the older variety of the former rock, represented by pyroxenites, gabbros, quartz-diorites, and m eta-tonalites. All these rocks are coarse and dark, with plagioclase (An^_^), biotite, and amphibole as the main components. The older granitoid intrusives (gneissgranites) of Umeå remain grey, coarse tonalités with a high content of q uartz and plagioclase (An^^g). The composition of these rocks may be seen in Diagram 4 and T able 5. The transitional rocks between the older intrusives and the metaargillites have been formed through assimilation. The strong enrichment of the muscovite in the intrusives caused a regeneration or remobilisation of the above-mentioned rocks during the orogenetic culmination of the metamorphism. The composition of the regenerated intrusives is granodioritic-granitic. The microline megacrysts and,

108 97 in places, the complete destruction of older structures are distinctive features of these rocks. The PT-conditions existing during the culmination of metamorphism in Umeå have been estimated as 3-4 kbar and 700 C, respectively. Part two of the investigation commences with a summary of certain earlier works relating to the Precambrian relief of Fennoscandia (Rudberg 1954, Larsson 1954, and Ninni 1968). New research findings contributing to a better understanding of the development of the Fennoscandian bedrock are presented. These studies concern Fennoscandia^ structure and joint tectonics, seismo-tectonics, palaeogeography, palaeo-climatology, and epeirogenesis. An analysis of the parameters of importance to landscape relief has been carried out with the following results: The bedrock in Umeå displays heterogeneity with regard to its mixture of rock types and its structural composition. The resistance to both physical and chemical weathering varies considerably in the occurrent rock types, depending partly on the mineral composition and partly on the structural and textural characteristics. Biotiteplagioclase-schists and the older granitoids, together with the granitic mobilisate show the greatest variations in this respect. The migmatization is most developed in the originally muscovitic veined gneisses. Consequently, these rock types also have a high resistance to weathering. Regarding the study area's structural make-up, there appear to be clear differences between the coastal plain and the Norrland terrain. The coastal plain is ch aracterized by shallow eastwarddipping isoclinal folds with north-south striking fold axes, whereas the fold structure of the Norrland terrain changes strike direction and, for the most part, dips steeply. No noticeable difference in joint frequency could be discerned between the peaks and troughs. According to the author, the parallel cleavability resulting from schist formation in the meta-sediments plays an

109 98 important role in the relief of the coastal plain and the Norrland terrain. This cleavability gives rise to a near-horizontal separation of the layers of meta-sediments in the coastal plain whereas in the Norrland terrain, where the schist plane dips steeply, this phenomenon is almost entirely absent. The strength and character of the destructive forces - which during the Proterozoic, Mesozoic, Tertiary and Quaternary periods affected Fennoscandia 1 s landscape (already peneplaned during Cambrian times) - are assessed through the study of research findings concerning the palaeo-geographic, palaeo-climatological, and epeirogenetic conditions during these periods. From this research one can conclude that Fennoscandia 1 s rock surface was mostly affected by chemical weathering during the greater part of the Proterozoic, Mesozoic and Tertiary periods. During the past 2.5 million years the strongly weathered surface was resculptured by a series of glaciations. The fact that Scandinavia was uplifted and lowered several times during the Cenozoic and Quaternary periods, suggests a discontinuous development of the landscape in terms of the effect of erosive forces. Statistical correlations between the variations in rock type and relief indicate the decisive importance of the bedrock in shaping the landscape. From this investigation it is apparent that the bedrock in the low-lying parts of the landscape is composed of as much as % of easily weathered rock types (biotite-plagioclase schists) while the heights are to a similar extent made up of rocks which are resistant to weathering (older granitoids, granitic mobilisate and veined gneisses). The statistical landscape analysis also points to a certain rank order with regard to the morphological appearance of the various rock types. Consequently, both the coastal plain and the Norrland terrain are characterized by distinctive structuralgeological features, which can be the cause of their specific morphological configurations. On the basis of this investigation, the bedrock relief of the Umeå area can therefore be regarded as a product of differential weathering.

110 99 11 LITTERATURFÖRTECKNING Abrahamsson, K.V., 1974: Äkeslompolo-områdets glacialmorfologi och déglaciation. Geografiska rapporter, Umeå universitet, 236 s. Ahlmann, H.W:son, 1919: Geomorphological studies in Norway. - Geogr Ann 1, Ahlmann, H.W.son, 1920: Some vorking hypotheses as regards the geomorphology of south Sweden. - Geogr Ann 2, Althaus, E., 1967: The triple point andalusite-sillimanite-kyanite. - Contr Miner and Petrol, 16, s Althaus, E., 1969: Das system AI2O2-SÌO2-H2O. Experimentelle Untersuchungen unter Folgerungen für die Petrogenese des metamorphen Gesteine. - N Jb Miner. Abh 111, s Asklund, B., 1923: Bruchspaltenbildungen im südöstlichen Östergötland nebst einer Übersicht der geologischen Stellung der Bruchspalten Südostschwedens, G. F. F. Bd. 45. H Baartmann, J.C. & Christensen, O.B., 1975: Contributions to the interpretation of the Fennoscandian Border Zone. - DGU Raekke 2, 102, 44 pp. Bakker, J.P., 1967: Weathering of granites in different climates, particularly in Europe. - In P Macar (ed): L'Evolution des versants, Congr Coll L'Univ Liège, 40, Bakker, J.P & Levelt, Th.W.M. 1964: An enquiry into the problems of a polyclimatic development of peneplains and pediments (etchplains) in Europe during the Senonian and T ertiary Period. - Pubi Serv Geol Luxemb 14, Behrens, S., 1953: Morfometriska, morfogenetiska och tektoniska studier av de nordvästskånska urbergsåsarna, särskilt Kullaberg. - Medd Lunds Univ Geogr Inst Avh 24, 254 pp. Behrens, S., 1960: The main features of the bedrock morphology in south and central Sweden. - SGÂ 36, Birot, P., 1960: Le cycle d'erosion sous les différents climats. - Curso de altos estudios geograficos 1. Centro de pesquisas de Geografia do Brasil. Rio de Janeiro. 137 pp. (English ed 1968: The cycle of erosion in different climates. - Batsford, London, 144 pp). Björnsson, S., 1936: Ett västblekingskt platålandskap. SGÅ Björnsson, S., 1937: Sömmen-Asundenområdet. En geomorfologisk studie. Medd. fr. Lunds Univ:s Geogr. Inst. Avh. IV, Lund. Brotzen, F., 1960: The Mesozoic. The Tertiary. - In N.H. Magnusson, P. Thorslund, F. Brotzen, B. Asklund & 0. Brown, E.H., 1979: The shape of Britain. - Trans IBG New Ser 4, Brückner, W.D., 1976: Climatic change: dominant factor in duricrust formation. - Abst 25th Int Geol Congr Sydney. Vol 2, Büdel, J., 1980: Climatic and climatomorphic geomorphology. - Z Geomorph Suppl Band 36, 1-8. Burri, C., 1959: Petrochemische Berechungsmethoden auf äquivalenter Grundlage. - Birkhäuser Verlag, Basel.

111 100 Burman, J-O., Boström, B. and Boström, K., 1977; Geochemical analyses by plasma spectroscopy, G.F.F. 99, Burman, J-0., Ponter, C. and Boström, K., 1978: Metaborate digestion procedure for inductively coupled plasma - optical emission spectrometry, Anal Chem 50, Båth, M., 1979: The seismicity of Sweden. - GFF 100 (for 1978), Chorley, R.H., 1962: Geomorphology and general systems theory. U.S. Geol Sur Prof Paper 500-B, 10 p. Chorley, R.H., 1963: Diastrophic background to twentieth-century geomorphologica thought: Geol Soc America Bull, v 74, no 8, p Clarke, J., 1966: Morphometry from maps. Essays in geomorphology. Ed bv Dury. Davis, W.M. 1889: The rivers and valleys of Pennsylvania. Nat Geog Mag, v 1, p See also: Geographical Essays (1909), p Davis, W.M. 1899b: The peneplain. American Geologist, v 23, p Reprinted "with numerous minor changes" in Geographical Essays (1909), p Davis, W.M. 1899: The geographical cycle. - Geogr J 14 (A), Davis. W.M. 1905: The geographical cycle in an arid climate. Jour Geol, v 13, p See also: Geographical Essays (1909), p Davis, W.M. 1909: The systematic description of landforms. Geog Jour, v 34, p Davis, W.M. 1922: Peneplains and the geographical cycle. Geol Soc America, Bull, v 23, p Davis, W.M. 1932: Piedmont benchlands and Primärrümpfe. Geol Soc America, Bull, v 43, p De Geer, G., 1889a: Beskrifning till kartbladet Vidtskövle, Karlshamn (Skånedelen) och Sölvesborg (Skånedelen), S. G. U. Ser. Aa no. 105, 106, 107. De Geer, S., 1910: Explanation of map of landforms in the surroundings of the great Swedish lakes, S. G. U. Ser. Ba no. 7. Demek, J. (ed), 1972: Manual of detailed geomorphological mapping. 368 pp. Academia, Prague. Doornkamp, J.C., 1972: Trend-surface analysis of planation surfaces, with an East African case study. In Chorley, Richard J. (ed): Spatial analysis in geomorphology, Methuen, London. Dumanowski, B., 1968: Influence of petrographical differentiation of granitoids on landforms. - Geogr Pol 14, von Eckermann, H., 1938: The anorthosite and kenningite of the Nordingrå region. G.F.F. Bd 60. Eden, M.J. & Green, C.P., 1971: Some aspects of granite weathering and tor formation on Dartmoor, England. - Geogr Ann 53 A, Einarsson, Ö., 1979: Den prekambriska berggrunden i Dobblonområdet. Västerbottens län. The Precambrian rocks of the Dobblon area. Västerbotten County. - SGU C 748. Fairbridge, R.W. & Finkl, C.W. Jr 1980: Cratonic erosional unconformities and peneplains. - J Geol 88, Finkl, C.W., 1979: Stripped (etched) landsurfaces in southern Western Australia. - Austr Geogr Stud 17, (Not seen).

112 101 Flemal, R.C., 1971: The attack on the Davisian system of geomorphology: a synopsis. Jour of Ge ol Ed, v 1 9, p Floyd, P.A., and Winchester, J.A., 1978: Identification and discrimination of altered and metamorphosed volcanic rocks using immobile elements, Chem Geol 21, Fogelberg, P., 1973: Tor-like weathering forms in south Ostrobothnia, Finland. - Stud Geogr 33, Förteckning över Sveriges vattenfall, Part 3. - Ed by Sver Meteorol Hydrol Anst and K Vattenfallsstyrelsen, Stockholm. Fogelberg, P., 1977: Representation of relief types in geomorphological mapping of a gl aciated shield area (Finland). Fennia 151, Fogelberg, P. & M. Seppälä 1979: Geotnorphological map of Finland 1: Atlas of Finland. Folio 122. Foslie, S., 1941: Tysfjords geologi. NGU, Nr 149. Foslie, S., 1942: Hellemobotn og Linnajavrre. NGU, Nr 150. Frakes, L.A., 1979: Climates throughout geologic times. Elsevier, Amsterdam, 310 pp. Frödin, J., 1914: Geografiska studier i St. Lule älvs källområde. Sthlm. Garner, H.F., 1974: The Origin of L andscapes: A Synthesis of Geomorphology. Oxford Univ Press. New York. 734 p. Gavelin, S., 1939: Geology and ores on the Malånäs District. SGI' Ser C, No 424. Gavelin, S., 1955: Beskrivning till berggrundskarta över Västerbottens län. Urbergsområdet inom Västerbottens län. SGU Ca 37. Gavelin, S., 1960: On the Relation between Kinetometamorphism and Metasomatism in Granitization. GFF 82. Geijer, P., 1963: The Precambrian of Sweden. Reprinted from the Geologic systems: The Precambrian vol 1. Geijer, P., 1966: Cykeltänkandet och granitproblemen. GFF 87. Gjessing, J., 1967: Norway's paleic surface. - Nor Geogr Tidskr 21, Goldschmidt, V.M., 1937: The principles of distribution of chemical elements in minerals and rocks. Chem Soc Journ, s Corbatschev, Roland, 1968: Distribution of Elements between Cordierite, Viotite, and Garnet. N Jb Miner Abh 110, 1, s Gorelov, S.K., Drenev, N.V., Meschcheryakov, Yu.A., Tikanov, N.A., and Fridland, V.M., 1970: Pianation surfaces of the USSR: Geomorphology, v 1, no 1, pp Green, H., Green, D.H., and Ringwood, A.E., 1967: The Origin of high-alumina basalts and their relationships to quartz tholeiites and alkalibasalts. Earth and Planetary science letters 2, s Hack, J.T. 1960: Interpretation of erosional topography in humid temperate regions. - Am J Sci 258 A, Hallam, A., 1963: Major epeirogenic and eustatic changes since the Cretaceous and their possible relationship to crustal structure: Am Jour Sci, v 2 61, no 5, p Hallman, A., 1975: Jurassic environments. - Cambridge Univ Press, 269 pp. Harris, S.A., and C.R. Twidale, 1968: Geomorphic Cycles, in Fairbridge, R.W. (ed), 1968, Encyclopedia of Geomorphology: the Encyclopedia of Earth Science, v 3. Reinhold, New York, 1295 p.

113 102 Henkel, H., 1979: Dislocations sets in northern Sweden* GFF 100, Pt. 3, pp Hills, S., 1972: Elements of structural geology, 2nd ed. Chapman and Hall, London, 502 pp. HoImsen, G., 1932: Rana. Beskrivelse till det geologiske generalkart. NGU, Nr 136. Huang, W.H., Kiang, W.C., 1972: Laboratory dissolution of plagioclase feldspars in wather and organic acids at room temperature, Am. Miner. 57, Härme, M., 1949: On a pre-glacial weathering in Tyrvää, southwestern Finland. - Bull. Comm. Geol. Fini. 144, Härme, M., 1959: Kallioperä, Maaperäkartan selitys. Lehti 2043, Kerava, ed. K. Virkkala. Suomen geologinen kartta. Härme, M., 1961: On the fault lines in Finland. CRSGF 33:25, BCGF 196. Högbom, A.G., 1906: Norrland, Naturbeskrifning, Uppsala. Högbom, A.G., 1910: Precambrian Geology of Sweden. Bull. Geol. Inst. Upps., vol X. IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks, 1973: Classification and Nomenclature of Plutonic Rocks Rekommendations. N Jb miner Mh 1973, H 4, s Judson, S., 1968:Erosion of the land, or what's happening to our continents?: American Scientist, vol. 56, pp Kaikko, J., 1933: Streifigkeit der Landschaft in Ladoga-Karelien mit besonderer Berücksichtigung ihrer Abhängigkeit vom Felsuntergrund, Fennia 58, no. 4. Kaitanen, V., 1969: A geographical study of the morphogenesis of northern Lapland. - Fennia 99 (5). 85 pp. Kent, P.E., 1977: The Mesozoic development of aseismic continental margins, Jl. geol. Soc. London 134, King, C.A.M., 1966: Techniques in geomorphology, London. King, C.A.M., 1976: Landforms and geomorphology, Halsted Press. King, L.C., 1951: The study of the world's plainlands: a new approach in geomorphology. - quart. J. Geol. Soc. London 106, King, L.C., 1962: The morphology of the earth. - Oliver and Boyd, Edinburgh and London. 699 pp. King, L.C., 1967: The Morphology of the Earth, 2nd ed.: Oliver and Boyd, Edinburg and London, 726 p. King, P.B., Schümm, S.A., 1980: The physical geography (geomorphology) of William Morris Davies, Geo Books, Norwich, 217 pp. Kiselev, I.I., 1975: The distribution of the weathering crust in the western Kola peninsula and its palaeogeographic importance (In Russian), Izv. Vses. Geogr. 0-va 107, Kranck, E.H., 1937: Om sambandet mellan berggrundens byggnad och topografien i södra Finlands kustområde. Summary: On the relationship between the stucture of the rockground and the topography of the coast region of South Finland, Fennia 63:2. Kornfält, K.A., 1976: Petrology of the Ragunda rapakivi massif central Sweden, SGU C 725. Kujansuu, R., 1964: Nuorista siirroksista Lapissa. Summary: Recent faults in Lapland. Geologi 16, Kujansuu, R., 1967: On the déglaciation of western Finnish Lapland, BCGF 232. Kujansuu, R., 1972: On landslides in Finnish Lapland. Geol. Surv. Fini. Bull. 256, 1-22.

114 103 Kulling. O., 1933: Bergbyggnaden inom Bjorkvattnet-Virisen-området i Västerbottensflällens centrala del. GFF Bd 55. Kääriäinen, E., 1963: Land uplift in Finland computed by the aid of precise levellings, Symposium on recent crustal movements in Finland with bibliography, ed. T.J. Kukkamäki, Fennia 89:1. Lagerbäck, R., 1977: Unga rörelser i svenska urberget. Forskning och Framsteg 1977 (2), Lagerbäck, R., 1979: Neotectonic structures in northern Sweden. GFF 100, Pt. 3, pp Larsson, I., 1954: Structure and landscape in western Blekinge, southeast Sweden, Lund Studies in Geography, Ser. A, No 7. Larsson, I., 1963: Tectonic and morphologic studies in Precambrian rocks at ground water prospecting in South Sweden. GFF; Vol. 85, Larsson, I., 1967: Anisotrophy in Precambrian rocks and post-crystalline deformation models. Geografiska Annaler, ser. A, 2-4. Larsson, I., 1970: Grundvatten i urberget i södra Sverige. "Grundvatten". P A Norstedt & Söners förlag, Stockholm. Larsson, I., 1972: Ground water in granite rocks and tectonic models. Nordic Hydrology 3, Larsson, I., Torra och vattenrika bergartstyper i svenskt urberg. VATTEN, 33, 2, Larsson, I., Fröberg, C.E., 1953: A reconstruction of an ancient folding in Precambrian. Lund Studies in Geography. Ser. A, No 6. Larsson, I., Lundgren, T., Wiklander, U., 1977: Blekinge kustgnejs, geologi och hydrologi. KBS, Nr 25, Stockholm Lidmar-Bergström, K., 1975: Berggrundsmorfologi i sydvästra Sverige, speciellt Halland. Lunds Univ. Geogr. Inst. Rapp. och Not/ 28, 34 pp. Lidmar-Bergström, K., 1982: Pre-Quaternary geomorphological evolution in southern Fennoscandia. SGU C 785, 202 pp. Ljunggren, P., 1955: Kaolinized fault zone in gneiss at Letafors, northern Värmland. GFF 77, Ljunggren, P., 1956: Lerfyllda sprickor i den fasta berggrunden. Teknisk tidskrift 86:39. Loberg, B.E.H., 1979: A Proterozoic subductions zone in southern Sweden. Earth and Planetary Sciance Letters, 46 (1980), pp , Amsterdam. Loughan, F.C., 1969: Chemical weathering of the silicate minerals. Elsevier, New York, 154 pp. Lowenstam, H.A., Epstein, S., 1954: Palaeotemperatures of the post- Aptian Cretaceaus as determinated by the oxygen isotope method. J. Geol. 62, Lund, C.E.,1979: Crustal structure along the Blue Road Profile in northern Scandinavia. GFF 101, Pt. 3, pp Lundegårdh, P.H., 1960: The miogeosynclinal rocs of eastern central Sweden. - SGU C 570. Lundegårdh, P.H., 1965: Strukturella och mineralogiska bergartsegenskaper av betydelse vid utsprängning av rum och tunnlar i berg. Bergmekanik, IVAM 142, Lundqvist, T., 1968: Precambrian geology at the Los-Hamra region, central Sweden. - SGU Ba 23. Lundqvist, T., 1973: Potash feldspar megacrysts of a granite at Skagsudde, central Sweden. - SGU C 687.

115 104 Lundqvist, T., 1979: The Precambrian of Sweden. SGU C 768. Löfgren, Ch., 1979: Do leptites represent Precambrian island arc rocks? Lithos 12, Mehnert, K.R., 1968: Migmatites and the origin of granitic rocks. London, Amsterdam, New York. Melhorn, W.N., Edgar D.E., 1976: The case of episodic, continentalscale erosion surfaces: a tentative geodynamic model. Theories of landform development. Proc. 6th Ännu. Geomorphol. Symp. Binghamton N.Y. 1975, Miskovsky, K., 1976: A new locality of ultrabasic rocks north of the Nordingrå field, northern Sweden. GFF 98, Miskovsky, K., 1980: Bodens kommun från forntid till nutid. Geologi, topografi-kvartärgeologi, Luleå AB, Luleå, Miskovsky, K., Kähr, A.M., 1980: K-Ar ages of Hattholmen anorthosite, northern Sweden. GFF 102, Pt. 3, Miyashiro, A., 1958: Regional metamorphism of the Gosaisyo-Takanuki districkt in the central Abukuma Plateau. J. Fac. Sei. Univ. Tokio, Sci II 11, Morfeldt, C.O., 1962: Berggrundens diskontinuiteter. Byggmästaren 41:6, Morisawa, M., 1974: Plate tectonic and geomorphology: Recent Researches in Geology. Dept. of Geology, Univ. of Delhi, India Mörner, N.A., 1977a: Past and present uplift in Sweden: glacial isostasi, tectonism and bedrock influence. GFF 99, Mörner, N.A., 1977b: The Fennoscandian uplift: geological data and their geodynamic implication. Abstracts symposium "Earth Rheology and Late Cenozoic Isostatic Movements", 79-92, Sthlm. Mörner, N.A., 1978: Paleogeoid changes and paleoecological changes in Africa with respect to real and apparent paleoclimatic changes. Paleoecology of Africa 10, Mörner, N.A., 1979a: The Fennoscandian uplift: geological data and their geodynamical implication. In N.A. Mörner (ed): Earth rheology, isostasy and eustasy, John Wiley & Sons, London. Mörner, N.A., 1979b: The Fenoscandian uplift and Late Cenozoic geodynamics: geological evidence. GeoJournal 3(3), Mörner, N.A., 1980: Earth movements, paleoceanography, paleoclimatology and eustasy: major Cenozoic events in the North Atlantic. GFF 102, Pt. 3, pp Mörner, N.A., 1981: Crustal movements and geodynamics in Fennoscandia. Tectonophysics, 71, Naggar, M.H., Atherton, M.P. 1970: The Composition and Metamorphic History of some Aluminium Silicate-bearing Rocs from the Aureoles of the Donegal Granites. Journ Petrology 11, nr 3. Nelson, H., 1923: 0m förhållandet mellan tektonik och glacialerosion inom Säveåns flodområde. Medd. fr. Lunds Univ. Geogr. Inst. Ser. A, Nr 4, Lund. Niini, H., 1964: Bedrock and its influence on the topography in the Lokka - Porttipahta reservoir district, Finnish Lapland. Fennia 90:1. Niini, H., 1968: A study of rock fracturing in valleys of precambrian bedrock, Fennia 97. Nordenskjöld, C.E., 1944: Morfologiska studier inom övergångsområdet mellan Kalmarslätten och Tjust. Medd. fr. Lunds Univ:s geogr. Inst. Avh. VIII, Lund.

116 105 Orrje&Co, 1971 : Dagvattentunnel Tvärån-Umeäv. Orrje&Co, 1972: Rapport över seismisk undersökning i anslutning till principutredning beträffande bergtunnlar för värmekuivertar, Umeå kommun. Orrje&Co, 1973: Geotekniskt utlåtande för planerad bergtrunnel mellan Ålidhemsanläggningen och lasarettets pannncentral. Oxaal, J., 1910: Fjeldbyggningen i den sydlige del av Börgefjeld og traktene om Namsvandene. NGU, Nr 53. Pearce, J.A., Cann, J.R., 1973: Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis, Earth Planet. Sci Lett 19, Pearce, J.A., Cann, J.R., 1975: Basaltic geochemistry used to investigate past tectonic environments on Cyprus, Tectonophysics 25, Peltier, L.C., 1950: The geographic cycle in periglacial regions as it is related to climatic geomorphology. - Ann. Assoc. Am. Geogr. 40, Penck, W., 1953: Morphological Analysis of Land Forms. Translated by H Czech and K C Boswell. Macmillan, London, 429 p. Persson, L., 1974: Precambrian rocks and tectonic structures of an area in north-eastern Småland, southern Sweden. - SGU C 703. Persson, L., 1978: The Revsund-Sörvik granites in the western parts of the province of Ångermanland, central Sweden. - SGU C 741. Ramsay, J.G., 1967: Folding and Fracturing of Rocks. Mc Graw-Hill, New York. Reynolds, H.R., 1961: Rock mechanics, Lockwood, London, 136 pp. Rudberg, S., 1954: Västerbottens berggrundsmorfologi. - Geographica 25, 457 pp. Rudberg, S., 1966: Reconstruction of polycyclical relief in Scandinavia. Nor. Geogr. Tidsskr. "0, Rudberg, S., 1970c: The sub-cambrian peneplain in Sweden and its slope gradient. - Z. Geomorphol. Suppl. Band 9, Röshoff, K., 1979: The tectonic-fracture pattern in southern Sweden. - GFF 100 (for 1978), Samuelsson, L., 1973: Selectiv weathering of igneous rocks. SGU C 690,. 16 pp ' Savolahti, A., 1956: The Ahvenisto massif in Finland. The age of the surrounding gabbro-anorthosite complex and the crystallization of rapakivi. Bull. Comm. gëol. Finlande, 174, Saxena, S.K., Hollander, N.B., 1969: Distributin of iron and magnesium in coexisting biotite, garnet and cordierite. Amer. Journ. Science, Scotese, Ch.R., Bambach, R.K., Barton, C., Van der Voo, R., Ziegler, A.M.,1979: Paleozoic base maps. J. Geol. 87, nr3, Simonen, A., 1953; Stratigraphy and sedimentation of the Svecofennidic, early Archean supracrustal rocks in south-western Finland. Bull. Comm. gëol. Fini Simonen, A., Vorma, A., 1978: The Precambrian of Finland. In "Explanatory text to Metamorphic map of Europe" 1: (H.J. Zwart ed), Leiden 1978, pp Subcomm. for the Cartography of the Metamorphic Belts of the World, Leiden, Unesco Paris. Simons, M., 1962: The morphological analysis of landforms, a new review of the work of Walter Penck ( ). Trans. Institute of Brit. Geog., v 31, p 1-14.

117 106 Sjögren, 0., 1909: Geografiska och glacialgeologiska studier vid Torneträsk. SGU, Ser C, Nr 219. Sparks, B.W., 1971: Rocks and Relief. Longman, London. Stephansson, 0., 1979: Seismo-tectonics in Fennoscandia.GFF 100, Pt. 3, pp Strahler, A.N., 1952: Dynamic basis of geomorphology. Geol. Soc. America, Bull., v. 63, p Streckeisen, A.L., 1967: Classification and Nomenclature of I gneous Rocks. N. Jb. Miner. Abh. 107, s Strömberg, A.G.B., 1978: Tectonic zones in the Baltic Shield. Precambrian Res., 6: Stålhös, G., 1958: En bäddformig jotnisk diabas i norra Västerbotten. With an English abstract. - GFF 80, pp Stålhös, G., 1962: Nya synpunkter på Sörmlandsgnejsarnas geologi med särskild hänsyn till Stockholmstrakten. Summary: Aspects of the Sörmland Gneisses in Eastern Sweden. - SGU C 587. Stålhös, G., 1969: Beskrivning till Stockholmstraktens berggrund. With map to the scale of 1: (1968). English summary. SGU Ba 24. Stålhös, G., 1972: Beskrivning till berggrundskartbladen Uppsala SV och SO. Solid rocks of the Uppsala region (mapsheets Uppsala SW and SE). - SGU Af Stålhös, G., 1975: Beskrivning till berggrundskartan Nyköping NO. Description to the map of solid rocks Nyköping NO. - SGU Af 115. Stålhös, G., 1976: Aspects of the regional tectonics of eastern central Sweden. - GFF 98, pp Stålhös, G., 1979: Beskrivning till berggrundskartan Nynäshamn NV/SV. Description to the map of solid rocks Nynäshamn NV/SV. - SGU Af 125. Stålhös, G., : A tectonic model för the Svekokarelian folding in east central Sweden. GFF 103, Pt 1, pp Sugden, D.E., 1968: The selectivity of glacial erosion in the Cairngorm mountains, Scotland. - IBG Trains. 45, Sutton, J., Watson, J.W., 1974: Tectonic evolution of continents in early Proterozoic times, Nature 247, Svensson, U., 1970: Geochemical investigation of the principal Pre- Cambrian rocks of the Västerbotten County, Sweden - SGU. Tanner, V., 1936: Om peneplanet i Finland. - Soc. Sci. Fennica. Ârsb. 14:B, 3, 27 pp. Tanner, V., 1938: Die Oberflächengestaltung Finlands. - Bidrag till kännedomen af Finlands natur och folk. Utg. af Finska Vetenskaps-Soc. 86, 762 pp. Thomas, M.F., 1968: Etchplain. - In R W Fairbridge (ed.): Encyclopedia of Geomorphology. Reinhold book corporation. New York Thomas, M.F., 1974: Tropical geomorphology. - Macmillan, London, 332 PP* Thomas, M.F., 1976: Criteria for recognition of climatically induced variations in granite landforms. - In E Derbyshire (ed.): Geomorphology and climate. John Wiley&Sons, Tikkanen, M., 1981: Georelief, its origin and development in the coastal area between Pori and Uusikaupunki, south-western Finland. Fennia 159:2,

118 107 Torske, T., 1972: Tertiary oblique uplift of western Fennoscandia: crustal warping in conection with rifting and breakup of Laurasian continent. NGU 273, Trendall, A.F., 1962: The formation of appearent peneplains by a process of combined lateritization and surface work. Z. Geomorph. 6, Trudgill, S.T., 1976: Rock weathering and climate: quantitative and experimental aspects, in Geomorphology and climate. Wiley, Chichester, Tröger, W.E., 1959: Optische Bestimmung der gesteinbildenden Minerale. Teil 1. Bestimmungstabellen. 3. Auflage. Stuttgart Tröger, W.E., 1967: Optische Bestimmung der gesteinbildenden Minerale. Teil 2. Textband. Stuttgart. Tuominen, H.V., 1961: The structural position of the Orijärvi granodiorite and the problem of synkinematic granites. C.R. Soc. gëol. Fini. 33. Tuominen, H.V., 1966a: Structural control of composition in the Orijärvi granodiorite. C.R. Soc. géol. Fini. 38. Tuominen, H.V., 1966b: On synkinematic Svecofennian plutonism. C.R. Soc. géol. Fini. 38. Tuominen, H.V., Aarnisalo, I., Söderholm, B., 1973: Tectonic patterns in the Central Baltic Shield. Bull. Geol. Soc. Finland 45, Turner, F.J., Verhoogen, J., 1960: Igneous and metamorphic Petrology. Mc Graw-Hill. New York. Twidale, C.R., 1964: A contribution to the general theory of domed inselbergs. Trans. Inst. Br. Geogr. 34, Twidale, C.R., 1976: On the survival of palaeoforms. Am. Jour. Sci. 276, Twidale, C.R., 1976: Analysis of landforms. John Wiley&Sons Australasia Pty. Sydney, 572 pp. Weinert, H.H., 1965: Climate factors affecting the weathering of igneous rocks. Agric. Met. 2, Welin, E., 1968: Radioaktiv datering med rubidium-strontium-metoden. GFF 90. Welin, E., 1970: Den svekofenniska orogena zonen i norra Sverige - en preliminär diskussion. GFF 92, Welin, E., Blomqvist, G., 1964: Age measurements on radioactive minerals from Sweden. GFF 86, Welin, E., Christiansson, K., Nilsson, Ö., 1971: Rb-Sr radiometric ages of extrusive and intrusive rocks in northern Sweden. SGU C 666. Welin, E., Lundqvist, T., 1975: K-Ar ages of Jotnian dolerites in Västernorrland County, central Sweden. GFF 97, White, S.E,, 1968: Humid cycle, p in Fairbridge, R.W., ed. Encyclopedia of Geomorphology. New York: Reinhold, 1295 p. Winchester, J.A., Floyd, P.A., 1976: Geochemical magma type discrimination: Application to altered and metamorphosed basic igneous rocks. Earth Planet Sci. Lett. 28, Winchester, J.A., Floyd, P.A., 1977: Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements, Chem Geol 20, Winkler, G.F., 1965: Petrogeneses of metamorphic rocks. Springer Verlag. Berlin. Heidelberg. New York. Winterhalter, B., 1972: On the geology of the Bothnian Sea, an epeiric sea that has undergone Pleistocene glaciation. Geological Survey of Finland. Bulletin pp.

119 108 Wikström, A., 1979: Structure of the oldest Svekokarelian plutonics. Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar 101, Vorma, A., 1971: Alkali feldspars of the Wiborg rapakivi massif in southeastern Finland. Bull Comm Geol. Fini 246. Wråk, W., 1908: Bidrag till Skandinaviens reliefkronologi. Ymer. Yoder, H.D., Eugster, H.P., 1955: Synthetic and natural muscovites. Geochim. Cosmochim. Acta. Vol 8, s Zakrzewska, B., 1967: Trends and methods in land form geography, AAAG 57. Åberg, G., 1978: A geochronological study of the Precambrian of southeastern Sweden. - GFF 100, del 2. Åhman, E., 1961: An example of deep weathering in the outlet tunnel of the Stornorrfors power plant in the river Umeälven. Bulletin of the Geological Institutions, University of Uppsala 40. Angeby, 0., 1947: Landformerna i nordvästra Jämtland. - Medd. Lunds Geogr Inst Avh XII. Ångeby, 0., 1955: Toppkonstans, erosionsytor och passdalar i Jämtland och Tröndelag. - Medd. Lunds Univ. Geogr. Inst. Avh pp. Ödman, 0., 1941: Geology and ores of the Boliden deposit, Sweden. - SGU C 438. ödman, 0., 1947: Manganese mineralization in the Ultevis district. Jokkmokk, north Sweden. - SGU C 487. Ödman, 0., 1957: Beskrivning till berggrundskarta över urberget i Norrbottens län. English summary: Description to Map of the Pre-Cambrian Rocks of the Norrbotten County. N Sweden (excl the Caledonian Mountain Range). SGU Ca 41.

120 Bilaga 2 Undersökningen går ut på att bestämma stenmaterialets nötningshårdhet som är av betydelse för vägbeläggningars motståndsförmåga mot dubbdäcksslitage Meto den är icke normerad i Sverige, men grundar sig på en i Storbritannien normerad metod (British Standard No 812, Aggregate Abrasion Value). Denna har dock modifierats för att bättre passa svenska förhållanden med trafik med dubbade däck. Bestämningen utföres på små ytbehandlingsprov bestående av partiklar av fraktion 8-11,3 mm placerade med flata ytor uppåt i ett tätt mosaikmönster i p rovplattor med dimensionen 5,5 x 9,5 cm. Vid krossat grus har partiklar med krossytor utvalts. Plattorna tillverkas genom att stenarna placeras upp och ned i fo rmar, varefter hålrummen mellan partiklarna fylles med sand och en tjockflytande härdplast påhälles. Efter härdning och bortblåsning av sanden mellan partiklarna är provplattorna färdiga att undersökas. Bestämningen utföres med hjälp av en slipskiva av typ "Dorry Abrasion Machine 11, med en diameter på 61 cm och en rotation av 30 varv/min. Två uppvägda prov, totalt belastade med 2,5 kg var, undersöktes samtidigt. De utsattes för nötning av slippulver, Alumo nr 60, som består av aluminiumoxid och har en kornstorlek mellan 0,125 och 0,5 mm. Vid det brittiska standardförsöket användes mjukare natursand som slipmedel. Slippulvret tillföres i överskott kontinuerligt genom 1 mm spalter och använt pulver bortskaffas bakom provkropparna med hjälp av en gummiskiva. Efter 500 varv väges proven och viktförlusten bestämmes. Av fö rsökstekniska skäl uträknas sedan viktförlusten per yt- 2 enhet (mg/cm ) vilken definieras som det s k sliptalet. Sliptalet påverkas i stor utsträckning av de i b ergarten ingående mineralens hårdhet och även av bergartens struktur. Vid försök i prowägsmaskin har det visat sig att sliptalet korrelerar relativt väl med slitaget av dubbade personbilsdäck på ytbehandlingar. Betonas bör, att vid vägförhållanden spelar även stenmaterialens slaghållfasthet (styrkegrad) stor roll vid sidan av nötningshårdhet.

121 De lägsta sliptalen har hittills erhållits för vissa kvartsiter (sliptal på drygt 40), vilka sålunda har bäst motståndsförmåga mot dubbdäckss litage. Gångkvarts kan visserligen få ännu lägre sliptalsvärde men har dålig styrkegrad. Porfyr hör även till de bästa stenmaterialen beträffande nötningsmotstånd. De flesta graniter och gnejser har sliptalsvärden omkring 100, såvida de ej är alltför glimmerrika. En glimmerrik gnejs med godkänd styrkegrad hade sålunda ett sliptal på 221. Den slets ned snabbt vid försök i provvägsmaskin. Kalksten uppvisar i regel ännu högre sliptalsvärden.

122 BILAGA i BERGGRUNDSKARTA ^o; ierget "\113H A orr/nansiorf)*,. ÖVER UMEÅ. _0 itåszjwéåt,r X -p/ //;#«}5; X/////^'^ ^ MED OMGIVNING ^ îw^n ; ^ v >\ìl : " t >** fe. o\j NoIWty /V y O-** fiderete?" / x <c/ / "ti ~~.. v 'M ÏU'. //</// <j J\5 k $Sss^/. ff. /, - / >, // J >,; A/ / ^ V- v\v 'i/ ', / / A\ ' \. iks // / / ^/) \/ y / a J,/7?yM>/< /.'/ '> / X / «.. -s «; s 1 f-5vj,' * ^- r \v, / f:1 i //': r< ///Y,..,p/ i /', f J W - ''vf&jt **x//y>/''*'// ' D '//,#[/fy f / -?' \»V-v^ \-'Jjjilifrfi^\ ê& / / :-^V';'i ' ' ' / - i-ersmark kjutfält { /anna boa v /Xx '* > / / > / s>.-yt> > r, ;. 1. u i i f» «! ' ',! 3ÖW «"S (, " 11?» i ^ v i {», ',, : M i w i.,, ' ',u-, «J u ^n " It ^!'"! "iêàèâmi / a ^ / ^-~4^x 's / S'y* Stòninysit)yran Sta berge ^» 7/ / 'A'/, K C / Av'//*^ v %.%\, // ' * // ^ > ^5 i at // V* *V V '* '/ * * y 5\ S'ÄÄ'1 t # # ~* b 4 * / / * > yv ^ - 1. *...* #. f. s/\ * / / x j. ^ \\i'!/ ^X<- - ^ vm * 4 y y / S s dlii'i11 ^ if Iii"^ ä -J". «,,I-^ ;.. ; t I J^ v -r v II " H "H // f / V '' s A/, / " >/>>, V fm5 MÌ ; ; ; i,kh i *1 1 mmsmx &m2 KSS li v ^"i'nydaiasjòf.., Hji n In II i[tavlesiôn) Vj K4* 'I 'l'i i iä l l t \ i11.ï \ l ' i i l i \ i 1 Ir/11'/j'M,', «Zn '< W,ï^/kV'«~k^ f ^= V w, \\\-s w \ \]X, l'f I 1 I, 1lhnena\ 11 ^ywm.y.r;.'?.;,;',";'. /1!1 11é i' ì'i'tw'r/i''ål m'm.'*}' //,/, ///'V/, / f ' '/l'l 'i.'r'i/i'io^jk v I d J J J, 1.1*11 i si ',/ i i, 1. /. / '-r, I. fj N\m f limäl vi 0, LÌJL 'Vi"I l'i' U I Bjånnsjön 1 P I. IV t { nf X \,1 t, 1 I '\ \ 1 y ti h, i \ \,^ 1 ^N \\ \ I V i, 1, 1 1 1» 1 1 \ ; 1 N ï v B I.I 11 1I I I Ull 30 ^//r- òkrav \y\ v,»,m \\ \ h ^ 1 1V i V j i V \ v v M «r \ i -in i \ A 1 v ^ v / 1. y 1 \ M ; y J l \ ' i i \. 1 \ \ «/' i M i 1 t M '. ' 1 I v i I ) ^ i K N\ «sm m'm i^n:^\ii 1 ^. «Ä4 ÄiåÄf h U S \ tò»v'.!ìì \WMl (I w,y \\w w il \w* \ l 'ii<1..ni "fll'hy "'T^v Ytters / vvv» v S i ir Sands Svinimêti,,, jteite»«'! :* i\ _. / /.-* -S. \ V' f,v Sù \'i :\i / Y^vViV,,, iii'/iv, i.vmi'vvwiv A \>xh' \41^%NKn * ì '. I t i, l\ i*.\ v.* \ Ä\TW ^ 1 ' ' i N V v ' ' Vi i i»v >i,l,\ \ S V V r V J,.018' \' ï \ 1» 1 i' Iv,1 tìlh'tì li A u vw wh ti \J ~L&$* ions 1 'l,^,'* i TTT-rfi a &î i ' S f S i FlisberftsLitunv&t K Ma».70 X Skiffrighet Ml»» med angiven stupning R bm I Aplit granit och pegmatit i g ångar och små massiv Biandbergart a) regenererad b) mobiliserad X X Skiffrighet med brant stupning -O a> CO <5 «? > -i GO c/> v ^Äwfc4 Lényn IKcjÌCJÌ Österfjärden ij u N vy \ A. i^ Skiffrighet, vertikalt \ Skiffrighet, stupning ej Mörk tonalit, kvartsdiorit, diorit och gabbro o Pyroxenit > 30 Biandbergart (bandgnejs) J2 \ Ostéxfjätden ^ Tonalit - granodiorit 00 c I E CD o>..^,"»,i PtrTl r» i a känd <: CD»1 S 00 co o> c c a> S* " 2 «S 5 «i CO c Q) S\ p^jssi Basisk (J Stänglighet Veckaxel med II angiven stupning W «>1 rt lic % W If I* A «'., *«*\\». «tt\>.. 1* l\ fm i'jv?! 0 mr \ s : 11 i 11 n " m, H :»,1 " II Ü l II (IK.». med angiven stupning I. W..CI : Berg i dagen metavulkanit wm m^m XV. -< / V1 -» ' ;-;;].«i=: ^«,u-kt. r,ft Kìmoà^ ham ;/» iiumh.nnp'"it hamn f\* m Br;incy,'J;jöyyilfenf rls Ur topografiska Medgivande kartan v - 'I. JI1 ) J ; ;r.v: IhT* /berget ://' f ^[ v 1 S ;r, JÛ rftfertf)'*v/i5" - åojupsunas-...-l t Maisidden 1;J- \l ' 1/ ' / > 'j i \ 5 km H t\ j mx Ädergnejs Biotit - plagioklasskiffer 1 \ 1 ' i r, ' 1, 11,11 VH'If' -1 i i I J I I j V( ' I. ' i I Äj ( J1.1 c Inneslutnîngar av metabasit I l^ìj11 il!' i i, [I I..O tilska VTsun ^rw MKr0klaqée I X%vtran / \Uil från Lantmäteriverket.,^:z! ' \G ranskärs lis