FRACTURE MINERALOGICAL INVESTIGATIONS ON DRILL CORES FROM GÖTATUNNELN AND NYGÅRDSTUNNELN

Transkript

1

2

3 FRACTURE MINERALOGICAL INVESTIGATIONS ON DRILL CORES FROM GÖTATUNNELN AND NYGÅRDSTUNNELN Tommy Persson, Göteborg University, Department of Geology, Earth Science Centre. Box 460, SE Göteborg Abstract Studies of fracture mineralogy have been carried out on the drill cores KBH-2, KBH-5, KBH-7, KBH-8 and KBH-14 from Götatunneln, and KBH-1, KBH-2, KBH-3 from Nygårdtunneln. The relative age of the fracture mineralization is based primarily on cross-cutting relations, formation stability temperatures etc. Several mineral assemblages of different generations have been interpreted. Fracture fillings with the highest temperature of formation are assumed to belong to the oldest generation. These often show signs of ductile structures in the form of mylonite, and usually contain a high amount of finely fractionated quartz, feldspars and epidote. Dropping temperature and pressure regime led to a gradually transition to a more brittle condition. Two types of fracture fillings have been recognized: (1) fractures filled with minerals derived from hydrothermal solutions, and (2) fractures filled with clastic materials. Of the hydrothermally formed minerals calcite is the far most common, followed by epidote and chlorite. Chlorite can further be subdivided into Fe-chlorite, Fe-Mg-chlorite and Mg-chlorite. Other frequent minerals include adularia, titanite, pyrite, hematite and illite. To the more rare fracture filling belong REE-carbonates. The clastic fracture fillings can be divided into: cataclasite, breccia and sandstone. These are often cemented by calcite. A slightly wall rock alteration have been observed adjacent to fracture filled with epidote and/or red stained adularia, belonging to the older generation. The alteration is characterised by sericitization, albitization and red staining by hematite, mainly on the feldspar and quartz. Chloritization of biotite may also be present. The sites of the bore holes are located on each side of the Göta Älv shear zone. Small mineralogical and chemical differences have been recognized between samples from Götatunneln och Nygårdtunneln. Epidote, for example, is coarser grained and has a more idiomorphic shape, compared to epidote from Götatunneln. This may indicate a slightly higher temperature/pressure formation regime. Keywords: Fracture minerals, Götatunneln, Nygårdstunneln, Göta Älv shear zone (GÄSZ), calcite, epidote, chlorite, REE-mineral. ISSN B i

4 SPRICKMINERALOGISK UNDERSÖKNING AV BORRKÄRNOR FRÅN GÖTATUNNELN OCH NYGÅRDSTUNNELN Tommy Persson, Göteborgs Universitet, Institutionen för geovetenskaper; Geologi. Box 460, SE Göteborg Sammanfattning Sprickmineralogiska undersökningar av borrkärnorna KBH-2, KBH-5, KBH-7, KBH-8 och KBH-14 från Götatunneln, och KBH-1, KBH-2, KBH-3 från Nygårdtunneln har gjorts. Den relativa åldersfördelningen mellan sprickorna grundas på korsskärande relationer av sprickfyllnader, bildningstemperatur etc. Mineralansamlingar har därefter kunnat grupperas in i olika generationer. De sprickfyllnader som bildats vi den högsta temperaturen har tolkats som de äldsta mineralen. Dessa uppvisar ofta duktila strukturer i form av mylonitisering, och består ofta av finfraktionerad kvarts, fältspat och epidot. En sjunkande tryck- och temperaturregim har lett till en gradvis övergång från duktila formationer till spröda sprickbildningar. Två typer av sprickfyllnader har iakttagits: (1) sprickor fyllda med hydrotermalt utfällda mineral och (2) sprickor fyllda med klastiskt material. Av de hydrotermalt bildade mineralen är kalcit det vanligaste, följt av epidot och klorit. Av kloriten har minst fyra varianter observerats: Fe-klorit, två varianter av Fe-Mg-klorit och Mg-klorit. Andra vanligt förekommande mineral är bland annat adularia, titanit, pyrit, hämatit och illit. I sällsynta fall har även REE-karbonater påträffats. De klastiska sprickfyllnaderna kan delas in i: kataklasit, breccia och sandstensfyllda sprickor. Dessa är ofta cementerade av kalcit. En viss omvandling av sidoberget runt sprickor fyllda med epidot- och/eller rödfärgad adularia, tillhörande de äldre generationerna, har noterats. Omvandlingen utgörs främst av sericitbildning, albitisering och hämatit-befläckning av fältspaterna. Möjligtvis förekommer även kloritisering av biotit. Då provtagnings-områdena ligger på vardera sida om Göta Älv-zonen har små skillnader i mineralogi och mineralkemi observerats. Bland annat är epidot från Nygårdstunneln betydligt mer idiomorf och grovkornig, jämfört med prover från Götatunneln, vilket eventuellt kan indikera på en bildningsmiljö med högre tryck och temperatur. Nyckelord: Sprickmineral, Götatunneln, Nygårdstunneln, Göta Älv-zonen (GÄZ), kalcit, epidot, klorit, REEmineral. ISSN B ii

5 Innehållsförteckning 1 INTRODUKTION 2 2 SYFTE 2 3 METODIK 2 4 REGIONALGEOLOGI SYDVÄSTSKANDINAVISKA PROVINSEN VÄSTRA GNEJSSEGMENTET Göta älv-zonen LOKAL BERGGRUNDSGEOLOGI UTMED GÖTATUNNELN LOKAL BERGGRUNDSGEOLOGI UTMED NYGÅRDSTUNNELN 5 5 BESKRIVNING AV BORRKÄRNORNA GÖTATUNNELN KBH KBH KBH KBH KBH NYGÅRDSTUNNELN KBH KBH KBH RESULTAT IDENTIFIERADE SPRICKFYLLNADER SPRICKGENERATIONER Generation Generation 2 (Götatunneln) Generation 2 (Nygårdstunneln) Generation 3a Generation 3b Generation Generation OXIDATIONS- OCH REDUKTIONSFÖRHÅLLANDEN JÄMFÖRELSE MELLAN TUNNLARNA 30 7 SAMMANFATTNING OCH DISKUSSION 31 8 TACK 33 9 REFERENSER 34 APPENDIX 1 - BESKRIVNING AV PROVER 36 APPENDIX 2 - SEM-EDS ANALYSER 71 APPENDIX 3 - IDENTIFIERADE SPRICKFYLLNADER 81 APPENDIX 4 - SPRICKGENERATIONER 82 1

6 1 Introduktion Detta arbete beskriver sprickmineralogiska studier som gjorts på ett antal borrkärnor, främst från området längs Götatunnelns sträckning, men även i viss mån från Nygårdstunneln. Från början var det tänkt att studierna endast skulle inrikta sig på borrkärnor från Nygård, men då lämpliga prover var svåra att finna, på grund av ett alltför begränsat antal borrkärnor, har större delen av studien ägnats åt Götatunneln där betydligt mer material fanns att tillgå. Då provtagningsområdena visade sig ligga på vardera sida om Göta älv-zonen kunde mineralogin jämföras. 2 Syfte Syftet med studien är att identifiera sprickfyllnader och dela in dem i generationer för att på så sätt kunna få fram den relativa åldersfördelningen. Syftet är även att jämföra mineralogin i prover mellan Götatunneln och Nygårdstunneln, då dessa områden ligger väster respektive öster om Göta älv-zonen. Tanken är att denna hydrotermalmineralogiska jämförelse eventuellt skulle kunna stödja teorin om att blocken öster om Göta älv-zonen representerar en djupare krustal nivå än blocken till väster. 3 Metodik Borrkärneprover, lämpliga för sprickmineralogiska undersökningar, från ett antal borrkärnor har samlats in från Götatunneln och Nygårdstunneln. Borrkärneproverna fotograferades och dokumenterades därefter noggrant. Fotografierna har efterbehandlats i fotoredigeringsprogram för att bland annat öka skärpa, kontrast och färgmättnad. För tunnslipstillverkning sågades intressanta områden ut ur borrkärnorna med en stensåg. Totalt tillverkades 32 stycken tunnslip (21 stycken från Götatunneln och 11 stycken från Nygårdstunneln) med en tjocklek på 30 µm, förutom ett tunnslip med en tjocklek på 100µm. Kraftigt grönstensomvandlade prover med hög halt av klorit och epidot, visade sig vara särskilt problematiska att tillverka, då de mjukare mineralen ofta tenderade att eroderas bort. Att under vakuum gjuta in proverna i epoxi före slipning och polering har i vissa fall visat sig vara effektivt. De prover som skulle undersökas med svepelektronmikroskop skannades med polarisationsfilter för att underlätta orientering. De preparerade tunnslipen analyserades därefter med petrografiska mikroskop av märket Leica DM-LSP och DM-RXP. För det mesta användes genomfallande ljus, med eller utan korsande polarisationsfilter. Påfallande ljus användes dock i vissa fall för identifiering av opaka mineral. Intressanta områden fotograferades med en mikroskopkamera av märket Leica DFC 280, samt med en Casio Exlim EX-Z4 digitalkamera. Ytprover har även i vissa fall undersökts med ett Leica MZ12 stereomikroskop. Bergarternas mineralsammansättning har, där det varit möjligt, bestämts med point counting. Den kvantitativa mineralogiska analysen av bergarterna har skett med ungefär 500 punkter per prov. Före elektronmikroskopering täcktes tunnslipen med ett tunt lager kol för att öka elektronkonduktiviteten. Detaljstudie av tunnslipen utfördes med ett Hitachi S-3400N SEM-intrument (SEM = Scanning Electron Microscope) utrustad med en INCADryCool EDS-detektor (EDS = Energy Dispersive (X-ray) Spectroscopy). Arbetsavståndet var 9,3 mm och spänningen 20 kv. Proven applicerades på koppartejp för att reducera eventuella laddningar på ytan, och instrumentet kalibrerades minst en gång i timmen mot en koboltstandard. För noggrannare analys, av till exempel Mg, Fe, och Mn-halten i kalcit, läts EDS:en verka under cirka 100 sekunder. Enbart för mineralidentifiering betydligt kortare tid. 2

7 4 Regionalgeologi 4.1 Sydvästskandinaviska provinsen Göteborgsområdet med omnejd ligger inom den så kallade sydvästsvenska gnejsregionen. Gnejsregionen angränsas i öster av Protoginzonen, vilket är en övergångszon mellan sydvästra och östra Sveriges olika berggrundsterränger. Zonen indikeras av en gräns mellan gnejser i väst och ett sammanhängande bälte av graniter (främst Småland-Värmlandsgraniter) i öst och sträcker sig från nordöstra Skåne i söder, norrut väster om Vättern och vidare genom mellersta Värmland. I söder gränsar den sydvästsvenska gnejsregionen av Tornqvistlinjen, som går genom Skåne i nordväst-sydöstlig riktning. I norr fortsätter regionen in i sydöstra Norge. Region delas i två delar, det västra respektive det östra gnejssegmentet, av Mylonitzonen som sträcker sig i nord-sydlig riktning. Området består till största del av gnejsiga granitoider och migmatiter, men suprakrustala bergarter i form av Stora Le-Marstrandsgruppens gråvackor och Åmålsgruppens kvartsiter och vulkaniter förekommer också. (Lindström et al. 2000) 4.2 Västra gnejssegmentet Det västra segmentet består till största del av ortognejser och, till skillnad från östra segmentet, relativ stor andel ytbergarter. Gnejssegmentet kan delas in i två områden: Åmål- Horredsbältet i öst och Stora Le-Marstrandbältet i väst. I öst markeras gränsen mellan det västra och östra segmentet av en tektonisk zon kallad Mylonitzonen (MZ). Denna zon är en kraftig deformationszon vilken har bildats under intensiva svekonorvegiska rörelser orsakad av en väst-nordväst till ost-nordostlig sammanpressning av jordskorpan. Detta har lett till en stark sönderskjuvning av berggrunden vilket har skapat ett stråk med mylonitbergarter. Minimiåldern för denna mylonitisering ligger på cirka 915 miljoner år. Inom det västra segmentet finns även andra tektoniska zoner. En av dessa är den nord-nordostliga Göta Älvzonen. (Lindström et al. 2000) Göta älv-zonen Göta älv-zonen (GÄZ = Göta Älv Zonen) är ett tektoniskt skjuvzonsbälte som går genom det västra och mellersta segmentet i den sydvästra gnejsregionen. Skjuvzonen, som stupar medelbrant till flackt mot väst, sträcker sig från Kungsbackafjorden i syd, genom östra Göteborg, in i Göta älv-dalen och vidare upp mot Vänern i norr. Zonen indikerar en viktig litologisk gräns mellan det västra och östra blocket i den syvästsvenska gnejsregionen. (Berglund, 1997) Det finns en gradvis metamorf övergång från höggradiga gnejser öst om GÄZ till låggradiga gnejser och granitoider i väst. Båda enheterna anses tillhöra samma 1,6 Ga gamla Gotiska magmatiska bälte. Det västra blocket är i större grad utsatt för låggradig grönskiffer-facies än det östra blocket. Det östra blocket är å andra sidan utsatt för storskalig veckbildning och amfibolitfacies. Det är därför troligt att en förskjutning skett mellan blocken, vilket kan förklara den metamorfa skillnaden, som antagligen representerar olika nivåer i jordskorpan (Berglund 1997). Skjuvstrukturer relaterade till GÄZ indikerar att hopskjuvning (sammanpressning) följdes av extension (utdragning) i samma riktning. Detta ledde till att västsidan sjönk ner relativt östsidan (alternativt höjdes östsidan relativt västsidan). De västligare blocken representerar således en ytligare erosionsyta än de östliga blocken (Cederbom, 1995). Skillnader i temperaturhistoria skulle kunna innebära skillnader i sprickmineralogin i Nygårdrespektive Götatunneln. 3

8 Det östra blocket låg antagligen på en djupare krustal nivå då låggradiga deformationszoner utvecklades i det västra blocket för 1,37 Ga. Mafiska gångar i det västra blocket indikerar att de två krustala blocken även har varit spatialt separerade ifrån varandra. Således är GÄZ jämgammal eller yngre än de mafiska gångsvärmarna. Antagligen även yngre är Högsbopegmatiten (1029,7±1,4 Ma). (Berglund, 1997) På vissa ställen längs Göta älv har kiselsyrerika lösningar trängt in i förkastningssprickor. Dessa har gett upphov till kvartsläkta breccior med klorit och epidot som associerade mineral. (Samuelsson, 1982) Figur 1: Provtagningsområdena inklusive Göta Älv-zonen inritad. (Karta modifierad från Tullborg et. al 2001) 4.3 Lokal berggrundsgeologi utmed Götatunneln Göteborgsområdet kännetecknas av olika gnejser, med både magmatiskt och suprakrustalt ursprung. De olika bergartsstråken följer gnejsernas foliation, det vill säga i ungefär nordsydlig riktning. Minst två orogeneser har omvandlat berggrunden under förhållanden motsvarande amfibolitfacies. Den gotiska orogenesen är den äldsta och inträffade för ungefär 1600 miljoner år sedan. Deformation och metamorfos ledde bland annat till ådring, veckning och migmatitisering av berggrunden. Den svekonorvegiska orogenesen inträffade för cirka 1000 miljoner år sedan. (Lindström et al. 2000) Götatunnelns sträckning i berg går genom ådergnejsomvandlad granodiorit (1600 Ma) med inslag av mylonit. Gnejserna, som för det mesta stryker i nära nord-sydlig riktning, varierar i sin sammansättning från röd-rödgrå granitisk till mörkgrå granodioritisk. Amfibolitgångar i gnejsen förekommer och bildar ofta en gradvis övergång som bildar amfibolitisk gnejs. Grovkorniga kvarts- och pegmatitgångar genomslår på sina ställen gnejsen. (Lundqvist, 2000) Bergmassans huvudsprickgrupp följer gnejsens foliation, det vill säga omkring nord-sydlig riktning, och stupar flackt mot väster. Dock ändras foliationens riktning i samband med berggrundens veckning vilket medför att de foliationsrelaterade sprickornas riktning också ändras på sina ställen. Den vanligaste sprickmineraliseringen i dessa sprickor utgörs av kalcit och klorit, speciellt då bergsmassan består av amfibolit eller mörk gnejs. Foliationssprickornas ytor är ofta plana eller undulerande. En annan sprickgrupp, som innefattar vattenförande tensionszoner, stryker i öst-västlig riktning och stupar brant mot syd eller mot norr. En brantstående sprickgrupp i nordostlig riktning följer antagligen orienteringen för de storskaliga lineament från till exempel Lärjeåns och Säveåns dalgångar. En tredje sprickgrupp stryker i 4

9 samma riktning som gnejsens foliation men stupar nästan vinkelrätt mot foliationsplanen. Sprickytorna i dessa är ofta råa till undulerande. (Ludvig et al. 1995) Längs Götatunnelns sträckning finns flera svaghetszoner i form av sprick- och krosszoner vilka i allmänhet följer två huvudsakliga riktningar. Krosszonerna är ofta brantstående och stryker i öst-västlig riktning medan sprickzonerna följer foliationsplanen i nord-sydlig riktning med har flack stupningsvinkel. Ler- och kloritomvandling i dessa svaghetszoner är vanligt förekommande och på vissa ställen uppträder kraftigt vittrade områden med nästan helt leromvandlat berg. Bredden på svaghetszonerna varierar från 0,1 till 5 meter. (Ludvig et al. 1995) Analyser av dessa leror indikerar att de kan ha svällande karaktär (Lindqvist et al. 1995). 4.4 Lokal berggrundsgeologi utmed Nygårdstunneln Av SGU:s berggrundskarta framgår att stor del av Nygårdstunnelns sträckning går genom kalifältspatrik och något gnejsig granit. Graniterna är röda till gråröda, oftast ögonförande och ligger i ett nord-nordöstligt stråk. Stråket är en nordlig förlängning från Kungsbackafjorden i söder. RA-graniten följer Göta älv-zonen vilket kan bero på att magman trängde upp där jordskorpan var försvagad. På grund av förhöjd gammastrålning har bergarten fått beteckningen RA-granit. Tre typer av graniter uppträder. Den typ som Nygårdtunneln går genom kännetecknas av den relativa höga andelen kalifältspat. Kalifältspaten uppträder, förutom som ögon, även i matrixet, vilket gör att ögonkaraktären inte blir lika tydlig. Omkristallisation till följd av amfibolitfaciesmetamorfos har på vissa ställen varit så kraftig att en ny sockerkornig bergart har bildats. Mindre omfattande rekristallisation kännetecknas bland annat av åderbildning. De felsiska mineralen uppvisar ständigt rekristallisation och är omvandlade till nya korn. Endast enstaka större korn uppvisar undulerande utsläckning. Omvandling till sericit hos fältspaterna är i allmänhet liten. De mafiska mineralen är något mer välbevarade från granitmagmans ursprungliga kristallisation. Brungula sekundärmineraliseringar, beståendes till stor del av montmorrilonit, kan ibland ses i kornfogar och spaltningsplan. (Samuelsson, 1982) Delvis går även tunneln i äldre gnejsig granodiorit och ljus tonalit. Dessa bergarter är kraftigt deformerade och metamorfoserade, vilket bland annat lett till foliation, veckning och ådergnejsomvandling. Förskiffringen syns som parallellorientering av de mafiska mineralen, samt i vissa fall granulering av felsiska mineral. Till följd av metamorfa omkristallisationer är de felsiska kornen olikstora och har infingrande kornfogar. (Samuelsson, 1982) Båda bergarterna innehåller tunna skikt, linser eller skivor av äldre metaamfibolit. Skiffrighetens stupning varierar från mot väst och foliationsriktningen har uteslutande en sydsydvästlig riktning som följer Göta älv-zonen. De dominerande sprickgrupperna utgörs av långa nordost-sydvästgående sprickzoner samt kortare sprickzoner som går vinkelrätt mot föregående. Vanliga sprickmineral utgörs av kvarts, kalcit, klorit, epidot, järnoxid och lera. 5 Beskrivning av borrkärnorna 5.1 Götatunneln I syfte med att undersöka svaghetszoner under Stora Hamnkanalen i samband med projekt Götatunneln har ett flertal kärnborrningar utförts. Undersökningarna omfattar insamling av primärdata om bland annat berggrundens strukturgeologiska och bergmekaniska egenskaper, samt klassificering av bergmassans kvalitet med avseende på stabilitet (Ludvig et al. 1994). 5

10 Ur sprickmineralogisk synpunkt för denna studie har prover tagits främst från de längsta borrkärnorna KBH-5 och KBH-8, samt den kortare borrkärnan KBH-2. Då representativa prover visade sig vara mycket begränsade har även provtagning i viss mån skett från borrkärnorna KBH-7 och KBH-14. Tabell 1: Borrkärneorienteringar (Ludvig et al. 1995) Borrhål Riktning Lutning Längd [m] Antal prov KBH-2 N 346,6 70,2 ~ 40 7 KBH-5 N 34,2 11,4 264,57 3 KBH-7 N 19,77 45,24 75,18 1 KBH-8 N 189,4 11,2 295,00 9 KBH-14 N 169,24 39,62 80,79 1 Figur 2: Kärnborrningarnas placering utmed Götatunneln. (Kartan är modifierad från vägverkets broschyr: Tunneldrivning Götaleden ( KBH-2 Bergarten i kärnan består av grå granodioritisk gnejs. De flesta sprickor är kloritfyllda och är orienterade i följande grupper: E-W/30 N och N5 E/45 W. Den sistnämnda sprickgruppen är parallell med förskiffringsplanen. Bergkvalitén i borrkärnan är bra och inga krosszoner har påträffats. (Ludvig et al. 1994) KBH-5 Kärnan utgörs till största del av medel- till grovkornig gnejs vars sammansättning varierar från röd - gråröd granitisk till grå, biotit- och/eller amfibolrik dioritisk. Den röda gnejsen är oftast grovkornigare än den dioritiska och inslag av pegmatit är inte ovanligt. Ca 5-20 cm breda kvartsgångar förekommer i de båda gnejsvarianterna. I den övre delen av borrkärnan (0-120 meter) är förskiffringen i gnejsen som starkast och de vanligast förekommande sprickorna är foliationssprickor där sprickmineraliseringen oftast består av biotit eller klorit. Därefter ner till 195 meter börjar sprickor som skär foliationen uppträda i större grad. Sprickmineral består i allmänhet av klorit, glimmer, järnutfällning och kalcit. Fram till 195 meter är gnejsen i högre grad differentierad i mörka och ljusa band än i de djupare delarna. Differentieringen består oftast av glimmer eller klorit i sprickplan parallellt med foliationen. Efter 195 meter börjar 6

11 gnejsen uppvisa en mer homogen sammansättning och förekomsten av foliationssprickor avtar. Den djupaste delen av kärnan uppvisar sprickor tvärs eller vinkel mot foliationen och de öppna sprickorna är ofta ofyllda. Av de öppna sprickorna kan tre grupper urskiljas; N30 W/50-70 NE, E-W/60-80 S och N20 W/60-90 W. Den sista sprickgruppen innehåller sprickor som är parallella med foliationsplanet (N20 W/60 W). I borrkärnan finns flera krosszoner och leromvandlade partier. (Ludvig et al. 1995) KBH-7 Borrkärnan består av medel- till grovkornig gnejs med inslag av amfibolit. I den övre delen av borrkärnan är gnejsen grå med granodioritisk sammansättning. I den djupare delen av kärnan är gnejsen mer röd till rödgrå och granitisk i sin sammansättning, samt uppvisar större halt av grovkornig fältspat. Även pegmatit är vanligare mot slutet av kärnan. De vanligast förekommande öppna sprickorna är foliationssprickor som klipper kärnaxeln med De flesta av dessa sprickor saknar fyllning men under de fösta 40 metrarna uppträder många sprickor med glimmerfyllning. Det vanligaste förekommande sprickmineralet i öppna sprickor är klorit och kalcit som tunna sprickbeläggningar. De öppna sprickorna är orienterade i främst fyra grupper; N65 W/85 SW, N60 /80 NE, N20 W/65 W och N5 W/40 W. Den sista sprickgruppen kan relateras till foliationssprickor. Mellan meter finns en krosszon där sprickfyllnaden utgörs av små mängder lera, kalcit och klorit. (Ludvig et al. 1995) KBH-8 Medel- till grovkornig gnejs med röd granitisk till grå granodioritisk sammansättning är de dominerande bergarterna i denna borrkärna. Mellan meters djup förekommer finmedelkornig amfibolit, folierad parallellt med gnejsens förskiffringsplan. Mellan och meters djup förekommer ett mindre antal, cm tjocka, gångar av grovkornig pegmatit. De vanligast förekommande sprickmineralen utgörs av kalcit och klorit. Foliationssprickor, som är den vanligast förekommande, uppträder i allmänhet längs kärnan eller vinkel mot kärnaxeln, parallellt med gnejsens förskiffring. Denna vanligast förekommande sprickgrupp har en orientering på N80 W/70 N. I sprick- och krosszoner, främst vid m, 104 m, och m borrdjup, förekommer ofta lera som sprickfyllnadsmaterial. (Ludvig et al. 1995) KBH-14 Kärnan består till största del av medel- till grovkornig, grå till gråröd gnejs med granitisk till granodioritisk sammansättning. Grovkorniga och massformiga kvartsgångar förekommer sporadiskt, samt ett parti med finkornig folierad amfibolit vid 43-47,5 meters borrdjup. I samband med en krosszon under Stora Hamnkanalen, vid meters borrdjup, förekommer vittrat berg. Den vanligaste orienteringen för de öppna sprickorna går tvärs eller mot kärnaxeln, vilket motsvarar gnejsens förskiffringsplan. Bortsett från det faktum att de flesta öppna sprickor saknar fyllning är det vanligast förekommande sprickmineralen lera, kalcit och klorit. Sprickorna kan delas in i följande grupper: N80 E/90, N60 W/60-80 NE, E-W/35 N och N30-50 E/35 W. Den sist nämnda sprickgruppen är foliationssprickor och kan relateras till gnejsens förskiffringsplan. Borrkärnan innehåller många kross- och sprickzoner. Vid 68 meters borrdjup finns exempel på en sprickzon som sannolikt hör till en av de två huvudsakliga grupper av svaghetszoner under Stora Hamnkanalen. Sprickzonen går parallellt med foliationens riktning, N20-30 E/30-40 W, och sprickytorna är ofta ler- och/eller kloritomvandlade. Den andra svaghetszongruppen består av flera brantstående krosszoner i riktning N50 -N70 W. I borrkärnan uppträder dessa vid 34 meter och mellan meter. Borrkärnan är i dessa zoner kraftigt sönderkrossat och leromvandlat. (Ludvig et al. 1995) 7

12 5.2 Nygårdstunneln Som en del av utbyggnationen av Nordlänken, mellan Göteborg och Öxnered, kommer dubbelsidigt järnvägsspår dras genom tre tunnlar. En av dessa är Nygårdtunneln, och i syfte med att undersöka berggrundsförhållandena med avseende på bergkvalitet och stabilitet har totalt fyra stycken kärnborrningar utförts. Från tre av dessa borrkärnor, främst KBH-2, har prover tagits till sprickmineralogiska undersökningar. Ofta har bergarten varit så kraftigt grönskifferomvandlad att tunnslipstillverkning inte varit möjlig. Tabell 2: Borrkärneorienteringar (Hargelius, 1999) Borrhål Riktning Lutning Längd [m] Antal prov KBH-1 N ,3 1 KBH-2 N ,45 8 KBH-3 N , KBH-1 Till största del består borrkärnan av medelkornig, kraftigt folierad, rödgrå till gråröd, felsisk gnejs. Decimeterbreda områden av medel till grovkornig pegmatit samt mafiska partier uppträder ställvis. Den dominerande sprickgruppen utgörs av foliationssprickor, men brantstående sprickor vinkelrätt (E-W) mot föregående sprickgrupp uppträder också. Det vanligast förekommande sprickmineralet utgörs av klorit och kalcit, och påträffas oftast som mycket tunna och ej helt täckande skikt på sprickplanen. Brantstående, 1-3 mm breda, sekundärläkta sprickor uppträder på vissa ställen. Dessa består främst av kvarts och kalcit. (Hargelius, 1999) KBH-2 Den dominerande bergarten i borrkärnan utgörs av medelkornig, gråröd, felsisk ådergnejs. Enstaka mafiska, upp till 50 cm breda områden med grönsten har påträffats och partier med grovkornigare fältspatsliror förekommer. Foliationssprickor är den vanligaste typen av sprickor, men E-W branstående sprickor vinkelrätt mot förskiffringen uppträder också. Det vanligaste sprickmineralet är kalcit, men klorit, epidot och järnutfällningar förekommer likaså. Järnutfällningar är vanligast i ett parti mellan 18 och 22 meter. Sekundärläka sprickor beståendes av främst kvarts och kalcit, men även epidot, är vanligt förekommande framför allt i nedre delen av kärnan. De kalcitläkta sprickorna är ofta tunna jämfört med de kvartsläkta som kan vara upp till 6 mm breda. Dessa sekundärläkta sprickor är i huvudsak brantstående. Viss lervittring har observerats i nedre delen av kärnan. De mafiska partierna i slutet av borrkärnan är kraftigt grönstensomvandlade till epidot och klorit. (Hargelius, 1999) KBH-3 Övre delen av borrkärnan består till större del av mörk, finkornig, svagt folierad mafisk bergart (grönsten), med inslag av upp till 2 m breda partier av rödgrå felsisk gnejs. Ljusa band av kvarts förekommer i foliationsriktningen. Den nedre delen av borrkärnan utgörs av grå, felsisk, kraftigt folierad, medelkornig gnejs. I foliationsriktningen förekommer inslag av föregående mafiska bergart. Varken grönstenen eller den felsiska gnejsen uppvisar några tydliga tecken på vittring. På de öppna sprickytorna förekommer främst kalcit och klorit som mineralutfällning som mycket tunna, ej helt täckande skikt. De läkta sprickorna är få och utgörs till största del av kvarts och kalcit. Riktningen på dessa är ofta brantstående. (Hargelius, 1999) 8

13 6 Resultat 6.1 Identifierade sprickfyllnader Sprickfyllnaderna kan delas in i två grupper; klastiskt material och hydrotermalt utfällda mineral. Det klastiska materialet härstammar ofta från sprickans värdbergart, och består bland annat av kvarts, fältspat, klorit, amfibol, biotit mm. Dessa mineral har inte bildats hydrotermalt utan har hamnat i den hydrotermala lösningen som en klastisk ingrediens. Av det klastiska sprickfyllnadsmaterialet har två sorter observerats; material som härstammar från sidoberget eller äldre sprickmineralisering (autogent), och främmande material som inte härstammar från sidoberget (allogent). Det autogena materialet utgörs av kataklasit och breccia, medan det allogena materialet utgörs av sandsten. Kalcit verkar oftast som cement i båda fallen. De hydrotermala mineralen har bildats på plats och är de vanligast förekommande sprickfyllnaderna. Typ av hydrotermala mineral styrs av ett flertal faktorer. Dessa faktorer är bland annat tryck/temperatur, ph, oxidation/reduktionförhållande (Eh), kemisk komposition av de hydrotermala lösningarna, mineralogi, kemi och textur hos värdbergarten, och flödescirkulationen hos de hydrotermala lösningarna (Tullborg et al. 2001). Ibland kan ses mineral, som kristalliserats vid olika temperaturer, uppträda bredvid varandra i samma spricka. Detta beror antagligen på ett multipelt öppnande av sprickan eller en utfällning av gradvist avsvalnande hydrotermal lösning. Hydrotermala mineral har även påträffats som klastikt material i kataklasiter. Dessa utgörs ofta av kalcitfragment från äldre sprickmineraliseringar. Hydrotermala mineral Klastiskt material - Autogent Breccia Kataklasit - Allogent Sandsten Av de mineral som identifierats är kalcit det absolut vanligaste, och har påträffats i samtliga prov. Kalcit har dessutom observerats i flera olika generationer på samma prov. Andra vanligt förekommande mineral är epidot, Fe-Mg-klorit, pyrit, titanit och adularia. Några mindre vanligt förekommande sprickfyllnadsmaterial, som påträffats i ungefär % av tunnslipen, består av hämatit/fe-oxid, apatit och mikrobreccia/kataklasit. I ungefär 22 % av tunnslipen har sprickfyllnadsrelaterat material som mylonitisk epidot, rutil, mylonitisk och idiomorf kvarts, Fe-klorit, REE-mineral, illit, Mg-klorit och rödfärgad adularia påträffats. Till de mer ovanligare sprickfyllnadsrelaterade materialen hör sandsten och mineralen zirkon, kopparkis baryt och fluorit. (Se Appendix 3 för ytterligare information) 9

14 Kalcit Epidot Mg- Fe-klorit Pyrit Titanit Adularia Hämati t / Fe-oxid Apatit Mikrobreccia / kataklasit Epidot (m ylonitisk) Rutil Illit Kvarts Kvarts (m ylonitisk) Fe-klorit R EE-mineral Adularia (r ödfärgad) Mg-klorit Zirkon Kalcit ( finkornig) L ermineral Sandsten Baryt Ilmenit Kopparkis 0% 10% 20% 30% 40% 50% 60% 70% 80% 90% 100% Diagram 1: Den fördelade sprickfyllnadsfrekvensen hos tunnslipen. Kalcit är det vanligaste sprickmineralet, följt av epidot, klorit, pyrit, titanit, adularia etc. 10

15 Adularia KAlSi 3 O 8 Adularia är en variant av kalifältspat som bildas genom utfällning av hydrotermala lösningar vid låga temperaturer ner mot C (Deer et al. 2002). Kemiskt och strukturellt går det inte att skilja kalifältspat och adularia åt, utan identifiering baseras på utseende och förekomst (Nesse, 2000). I den här studien har två varianter av adularia påträffats; en äldre och en yngre sort. Den äldre varianten är grovkornig och bildar relativt breda sprickfyllnader. Den är kraftigt rödfärgad och ställvis albitiserad (se figur 3). Rödfärgningen orsakas av att mikrokorn av hämatit bildas, vilket beror på cirkulation av oxiderande hydrotermala lösningar (Drake et al. 2004). Den rödfärgade adularian förekommer främst i intermediära till basiska bergarter, till exempel granodiorit och amfibolit, och har endast påträffats i prover från Götatunneln. Inga detekterbara halter av järn indikerar att endast en mycket liten mängd hämatit krävs för att färga adularia tegelröd. Fältspater i sidoberget har också påverkats, om än ej i samma grad, av rödfärgning. Detta är särskilt markant proximalt till sprickor fyllda med rödfärgad adularia, och eventuellt epidot. Associerade mineral till den rödfärgade adularian är epidot, titanit, apatit och Fe-Mg-klorit. Den yngre varianten av adularia bildar mycket smalare sprickfyllningar och är inte påverkade av vare sig rödfärgning eller albitisering. Utseendemässigt uppvisar den ej heller kalifältspats typiska skotskrutiga mönster (polysyntetisk tvillingbildning), vilket kan bero på att den saknar det tvillingbildningsmönster som orsakas genom den polymorfa övergången från monoklinisk till triklinisk kristallstruktur då kristallen tillväxer (Nesse, 2000). Den yngre adularian är även mer finkristallin än den äldre. Mineral som uppträder tillsammans med denna variant av adularia är kalcit, illit, Mg-klorit och eventuellt kvarts. Figur 3: Till vänster är prov 2.4 under planpolariserat ljus. Äldre rödfärgad adularia (vertikal) korsas av yngre oomvandlad adularia (horisontell). Övrigt kan ses epidot tillhörandes äldre generation och Mg-klorit tillhörandes yngre generation. Bildens bredd är ca 5 mm. Bilden till höger visar borrkärna KBH-14 med kraftigt rödfärgad adularia samt epidot. Borrkärnans diameter är ca 5 cm och bergarten utgörs av amfibolitgnejs. 11

16 Apatit Ca 5 [F(PO 4 ) 3 ] Apatit är ett vanligt accessoriskt mineral i nästan alla magmatiska, metamorfa och sedimentära bergarter. Det är det vanligaste fluorbärande mineralet och förekommer även som ett hydrotermalt omvandlingsmineral från andra fosfatmineral. Den hydrotermala apatiten är ofta associerad med kvarts, adularia, titanit mm. (Chang et al. 1996) I denna studie har apatit endast påträffats som distinkta kristaller i övrig sprickmineralogi ofta beståendes av epidot, titanit och Fe-Mg-klorit. Den största andelen utgörs av fluorapatit. Oftast förekommer apatit i kataklasit (se figur 4). Figur 4: Kataklasit i prov 2.11 från Nygårdstunneln innehåller ett flertal olika mineral. De främsta mineralen utgörs av epidot, apatit och titanit. Titanit bildar idiomorfa rombiska kristaller. Yngre minerliseringar utgörs av kalcit och rutil. Övrigt kan ses zirkon och fragment av kvarts. Baryt BaSO 4 Baryt är det viktigaste bariumbärande mineralet i jordskorpan. Mineralet uppträder främst som hydrotermala sprickfyllnader och är stabilt under 200 C. Lösligheten är dock starkt beroende av förekomsten av andra lösta salter och tryck. Bariumkällan, för bildandet av baryt, kan ha sitt ursprung från glimmrar och fältspater. Associerande mineral utgörs av fluorit, kvarts, kalcit, pyrit mm. Baryt har endast påträffats i mycket små mängder i ett prov från Nygårdstunneln. Där har det antagligen bildats som sekundärmineralisering i en äldre sprickfyllnad beståendes av grovkornig, idiomorf epidot och kvarts, samt Fe-klorit. Baryt anses tillhöra de yngre generationerna. Epidot Ca 2 Al 2 Fe(SiO 4 )(Si 2 O 7 )(O,OH) 2 Epidot är ett grönt till gulgrönt mineral som är mycket vanligt accessoriskt förekommande i regional- och kontaktmetamorfa, främst järnrika, bergarter. Speciellt karaktäristiskt är det i grönskiffer- och epidot-amfibolitfacies. Epidot är även en produkt av hydrotermal omvandling och bildar ofta sprickfyllnader i magmatiska bergarter. Epidotisering är särskilt vanligt i lågtemperatur metasomatism. Vanliga accessoriska sprickmineral är klorit, aktinolit, kvarts och albit. Bildningstemperaturen för epidot har påträffats ner mot 250 C, det är dock stabilast i temperaturintervallet C (Deer et al. 1997). 12

17 Epidot är ett av de vanligaste sprickfyllnadsmineralen i borrkärnor från Nygård- och Götatunneln. FeO-halten varierar från 8,8 till 20,0 vikt %. En svag trend visar på något högre FeOhalter i epidot från Nygårdstunneln jämfört med epidot från Götatunneln (se diagram 1). Järnhalten i epidot ökar då bildningstemperaturen minskar under isokemiska förhållanden. En högre järnhalt i epidot indikerar ofta lägre metamorf grad än järnfattig epidot, vilket kan ses i prov 7.3 där två generationer epidot klipper varandra. Den yngre är något järnrikare och idiomorf än den äldre epidoten (se figur 5, och Appendix 1, prov 7.3, figur A-10). Figur 5: Prov 7.3 uppvisar en yngre generation epidot som klipper äldre generation epidot. Den yngre epidoten är betydligt mer idiomorf och ren än den äldre, som även är något järnfattigare. Övrigt kan ses kopparkis (vitt), kalifältspat (mörkgrått) och albit (svart). 29,00 Götatunneln 27,00 Nygårdstunneln Linjär (Götatunneln) Linjär (Nygårdstunneln) 25,00 Al2O3 [%] 23,00 21,00 19,00 17,00 8,00 10,00 12,00 14,00 16,00 18,00 20,00 FeO [%] Diagram 2: Ett tydligt linjärt samband förekommer mellan aluminium- och järnhalten i epidot. Troligt är att den järnrikare epidoten är yngre än den lite järnfattigare. Övrigt kan ses att järnhalten i epidot är något högre i Nygårdstunneln. 13

18 Hämatit Fe 2 O 3 Sekundär hämatit bildas lätt genom vittring och hydrotermal omvandling av järnrika mineral i nästan alla typer av bergarter. Primärt bildad hämatit är mycket ovanligare. Hämatit är mycket motståndskraftigt mot vittring i ytnära miljöer, men kan omvandlas till olika järnhydroxidmineral (exempelvis götit). Förekomst av hämatit indikerar ofta en oxiderande miljö. (Nesse, 2000) Hämatit i denna studie ses ofta som rödbruna, opaka till semiopaka, sekundärmineraliseringar utfällt i närhet av järnrika mineral som klorit, biotit och amfibol. Hämatit uppträder också som mikrokorn på felsiska mineral. Det är främst fältspaterna som utsatts för denna hämatitisering, och bildar makroskopiskt sett kraftigt tegelröda missfärgningar (se figur 3, 16, och Appendix 1, prov 2.4 figur A-6 och prov 14.5 figur A-22, A-23). Särskilt påtaglig är denna rödfärgning av adularia från de äldre generationerna. Då analyser av denna rödfärgade adularia oftast inte gav några detekterbara halter av järn, måste det innebära att endast mycket små mängder hämatit krävs för att skapa denna kraftiga missfärgning ( 0,1 vikt %). Rödfärgning av hämatit på fältspater och kvarts sker främst i närhet av sprickor fyllda med rödfärgad adularia och eventuellt epidot. Rödfärgad adularia har endast påträffats i prover från Götatunneln. Hämatit tillhörande de yngsta generationerna bildar tunna nålformade (acikulära) kristaller som växer radiellt (se figur 20 till vänster). Dessa oxiderande lösningar, innehållande hämatitnålar, kan på vissa ställen ses upplösa pyritkristaller tillhörande något äldre generation (se figur 20 till höger). Illit (K,H 2 O)Al 2 ([(Al,Si)Si 3 O 10 ](OH) 2 Illit är ett gemensamt namn för icke-expanderande, dioktahedrala, glimmerliknande mineral. Strukturellt liknar de muskovit med två tetragonala skikt och ett centralt oktahedralt skikt (T- O-T-struktur). Illit har dock högre halt av Si, Mg, Fe och vatten, och något mindre tetrahedralt Al och mellanlagrande K. Den svagare kraften mellan skikten, orsakad av färre katjoner, skapar fler variationsmöjligheter. Illit bildas genom silikatvittring (främst fältspater), omvandling av andra lermineral eller nedbrytning av muskovit. Bildandet av illit gynnas av alkalina förhållanden samt höga koncentrationer av Al och K ( Illit, som läkta sprickfyllnader, bildar makroskopiskt sett mycket mörka sprickfyllnader (se Appendix 1, prov 5.24, figur A-9), som i petrografiskt mikroskop med genomfallande ljus utan analysator får en mörk olivgrön färg. Med korsande polarisationsfilter syns en fibrösliknande struktur (se figur 6). Då låga halter av kalcium detekterats skulle eventuellt illit kunna vara blandad med smektit i en så kallad mixed layered clay. Denna typ av lera har svällande egenskaper. Denna mörka illitmineralisering i läkta sprickor har endast påträffats i prover från Götatunneln. 14

19 Figur 6: Spricka fylld med illit klipps av tunna sprickor fyllda med kalcit. Mikrofotografierna är tagna med korsande polarisationsfilter. Kalcit CaCO 3 Kalcit kan bildas både sekundärt och primärt och förekommer i sprickor och hålrum i alla typer av bergarter. Kalcit kan fällas ut i brett temperaturintervall vilket möjligtvis kan förklara dess vanlighet. Som hydrotermal sprickfyllnad är ofta kvarts och zeoliter associerade med kalcit. Oftast är kalcit ren och vit, men vanliga föroreningar inkluderar magnesium, järn och mangan. Förekomst av järn kan färga kalcit svagt grön (Chang, 1996). Kalcit som bildats under höga temperaturer ofta är mer förorenad av Mg, Fe och Mn, än kalcit bildad vid låga temperaturer (Kovács et al. 2003). Hög manganhalt i kalcit kan också indikera en reducerande miljö i de hydrotermala lösningarna (Drake et al. 2004). Kalcit är det absolut vanligaste sprickfyllnadsmineralet i borrkärnor från Göta- och Nygårdstunneln och förekommer i flera generationer. Kalcit visar på bred variation vad gäller kornstorlek, form, textur med mera. Kornstorleken varierar från mycket finkornigt kryptokristallin till centimeterstora kristaller. Den kryptokristallina kalciten har makroskopiskt sett, beroende på halt av övriga mineral, grön-, lila- eller gråaktig färgnyans. Den gröna färgen skulle kunna förklaras av förekomst av järn i kalciten (se Appendix 1, prov 2.2, figur A-1). Denna mikrokristallina form av kalcit har påträffats i områden som utsatts för brecciering. På grund av rörelser i sprickan kanske inte kalciten hunnit bilda stora kristaller, och fälls därför ut som en kryptokristallin massa. Den kryptokristallina kalciten har en kaotisk sammansättning då det gäller förekomst av exempelvis mangan, där halten kan variera på bara några mikrometer. Kalcit tillhörandes de yngre generationerna uppvisar generellt ofta breda och tydliga tvillinglameller, till skillnad från äldre generation där ofta tvillinglameller helt saknas. En minskande manganhalt från äldre till yngre generation har även i vissa fall observerats (bortsett från den kryptokristallina kalciten), vilket kan indikera en gradvis övergång från reducerande till oxiderande miljö. Kalcit i närhet av pyrit har exempelvis i allmänhet högre manganhalt än kalcit i närhet av hämatit. Generellt visar de dock på låga halter av Mg, Fe och Mn. Flera kalcitkristaller med oscillerande zonering har observerats, främst i kataklasiter/breccior. Zoneringen orsakas av varierande halter mangan (se figur 7). En oscillerande zonering skulle eventuellt tyda på skiftande bildningstemperaturer och/eller reducerande/oxiderande miljö. Detta skulle kunna reflektera en period av ett multipelt öppnande av sprickan eller tillförsel av nyare fluider med annan komposition och avsvalnande temperatur. 15

20 Figur 7: SEM-bild från prov 8.17 visar oscillerande zonering av kalcitkristall. De ljusare fälten indikerar högre manganhalt. Kristallen är antagligen primärt bildad in situ från hydrotermala lösningar. Kataklasit/Breccia Friktionsrörelser längs med eller i en förkastningszon kan skapa flera olika sorter av så kallade förkastningsbergarter. Dessa bergarter bildas genom spröd krossning och söndermalning av berg och mineral. Återkommande förkastningsrörelser orsakar upprepande sprickbildning, malning och friktionell glidning längs ett nätverk av mikrosprickor. Detta resulterar i en bergart beståendes av en blandning osorterade, kantiga klaster i ett finkornigare matrix. Breccior är bergarter som består av kantiga fragment som vanligtvis brukar ligga mellan 1 mm och 0,5 m (finkornigare mikrobreccia och grovkornigare megabreccia existerar dock), och matrix som understiger 30 % av den totala volymen. Matrixet utgörs vanligtvis av finkornigare krossat bergartsmaterial. Svällning och ökad volym är karaktäristiskt för breccior vilket indikerar bildning av breccior gynnas av förhållanden med ett lågt begränsande tryck (confining pressure) och/eller ett högt vätsketryck. Hålrum bildas ofta vilka senare kan fyllas igen med hydrotermala mineral. Kataklasit är betydligt finkornigare än breccia, och har klaster som är mellan 0,1 10 mm (finkornigare ultrakataklasit förekommer dock). Kataklasit är något mer förhårdnad och kohesiv än breccia vilket indikerar söndermalning under något högre tryck och temperatur. De små partiklarna av krossat material cementeras av hydrotermala mineral. (Davis et al. 1996) Ett flertal områden med söndermalt och fragmenterat sidoberg har påträffats. Vissa är mycket finkorniga och innehåller hög halt av gouge (se Appendix 1, prov 8.22, figur A-19 till höger). Dessa uppvisar ofta duktila till semiduktila strukturer och är många gånger epidotrika, vilket ger dem en grågrön färg. Denna variant hör troligt till de äldre mineraliseringarna. Vanliga mineral som påträffas i dessa kataklasiter är Fe-Mg-klorit, apatit, titanit, zirkon och pyrit. I Nygård är de inbördes mineralen betydligt grovkristallinare och ibland delvis omvandlade till kalcit och rutil. I sidoberget som angränsar dessa kataklasiter kan ofta ses en kornstorleksförminskning (granulering) och subkornsbildning, främst hos kvarts och fältspat. De mer sprött formade brecciorna visar ofta på betydligt mer grovfragmenterat berg (dock utgörs de ofta av mikrobreccior). Även fragment från tidigare sprickgenerationer förekommer, vilka bland annat består av kalcit, illit och kloritrik kataklasit. Storleken på fragmenten varierar dock kraftigt. Ofta är brecciorna läkta med kalcit (se figur 8), som kan vara mer eller 16

21 mindre oblandad med andra mineral. Den blandade kalciten är ofta kryptokristallin och innehåller mikrofragment beståendes av bland annat kvart, fältspat och glimmermineral (se avsnitt ovan om Kalcit ). Figur 8: Kalcitläkt breccia med kantiga bergsfragment. Borrkärnans diameter är cirka 5 cm. Klorit (Mg,Fe) 6 (Si,Al) 4 O 10 (OH) 8 Klorit är ett skiktsilikatmineral som utgörs av både oktahedrala och trioktahedrala skikt ( T- O-T -struktur). Substitutionella joner i det oktahedrala skiktet utgörs av Mg, Fe 2+, Fe 3+ och Al, medan i det trioktahedrala skiktet består utbytarjonerna av Si och Al. En kontinuerlig solid solution sträcker sig från Mg-rik klorit (clinochlore) till Fe-rik klorit (chamosite). I magmatiska bergarter är klorit ett mycket vanligt mineral som ofta bildas sekundärt genom vittring av primära järn- och magnesiumrika mineral som biotit och hornblände, främst under låga till medelhöga metamorfa förhållanden. Samlingar av mineral som klorit, epidot och albit är typiskt för grönskifferfacies (Nesse, 2000). Kompositionen på klorit är ofta relaterad till bergartens ursprungliga sammansättning, men studier visar även på att ett visst temperaturberoende för bildandet av olika kloritsorter förekommer. Vid prograd process, det vill säga ökande tryck- och temperaturförhållanden, kommer vanligtvis kloriter bli mer magnesiumrika. Järnrikare kloriter indikerar således lägre tryck och temperatur än magnesiumrika kloriter (Blatt et al. 2001). Experiment har även visat att kloriter med intermediär Fe/Mg-kvot är mer stabil vid högre temperatur (vid ett givet tryck) än dess end members (Burnell et al. 1984). I denna studie har olika kloritvarianter identifierats med elektronmikroskop beroende på dess Al 2 O 3 -innehåll, och FeO-innehåll i förhållande till MgO (se diagram 2): Fe-klorit (chamosite) Fe-Mg-klorit (brunsvigite) - Mer Al-rik (~23-25 vikt % Al 2 O 3 ) - Mindre Al-rik (~19-22 vikt % Al 2 O 3 ) Mg-klorit (clinochlore) Den dominerande varianten utgörs av Fe-Mg-klorit. Det verkar som om denna klorit kan delas in i två varianter; en aluminiumrik och lite aluminiumfattigare. Endast den aluminiumfattiga varianten uppträder i de båda tunnlarna, medan den aluminiumrika endast har observerats i Götatunneln. Även Mg-klorit har enbart identifierats vid Götatunneln. Fe-klorit har dock 17

22 uteslutande påträffats vid Nygårdstunneln (se diagram 2). Totalt sett finns alltså fyra varianter av klorit varav tre utav dessa har påträffats i Götatunneln och två i Nygårdstunneln. I planpolariserat ljus med korsade polarisationsfilter får ofta Mg-klorit anomalt blågrå medan Fe-Mg-klorit ofta får brunorangea interferensfärger (se figur 19, och Appendix 1, prov 14.5, figur A-24 till höger) och Fe-klorit får gräsgrön interferensfärg (se figur 18). I denna studie har noterats att Mg-klorit klipper Fe-Mg-klorit, och har således bildats senare då temperaturen antagligen var något lägre (se figur 19). Mg-klorit associeras ofta med pyrit vilket skulle kunna förklara att Mg-klorit tycks ha bildats senare än Fe-Mg-klorit. I det här fallet är det alltså inte temperaturen som avgör kloritens komposition utan förekomst av koexisterande mineral. Då svavelhaltiga lösningar introducerades i det hydrotermala systemet konsumerades så mycket av det tillgängliga järnet till pyrit att endast Mg-klorit kunde bildas. Temperaturen är alltså inte den avgörande faktorn, utan i det här fallet är red-ox-förhållande och kemi av större vikt. Fe-Mg-klorit har därför den högsta bildningstemperaturen av kloriterna i borrkärnor från Götatunneln. I Nygårdstunneln har inga korsande relationer mellan olika kloriter påträffats, men troligt är att Fe-kloriten är yngre än Fe-Mg-kloriten. Klorit av de yngre generationerna har oftast sfärulitisk struktur som formar små radiella aggregat (sfäruliter), till skillnad från den äldre kloriten som ofta bildar flakiga, glimmerliknande kristaller. 27,00 25,00 Götatunneln Nygårdstunneln Fe-Mg-klorit Fe-klorit 23,00 Al2O3 [vikt %] 21,00 19,00 Mg-klorit 17,00 15,00 0,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60 0,70 0,80 0,90 1,00 FeO / FeO+MgO Diagram 3: Baserat på kemin hos kloriterna har fyra områden ringats in på ett punktdiagram. Dessa har tolkats som olika typer av klorit. Värt att notera är att Götatunneln uppvisar tre varianter av klorit medan Nygårdstunneln endast visar på två varianter. Kvarts SiO 2 Kvarts förekommer dels som finkornig mylonitisk variant, ofta tillsammans med finkornig epidot, och dels som idiomorf sprickfyllnad, ofta tillsammans med adularia. Grovkornig och idiomorf kvarts från Nygård uppträder tillsammans med grovkornig och idiomorf epidot och sfärulitisk Fe-klorit (se Appendix 1, prov 2.11 från Nygård, figur A-26 och A-27). Kvarts från de yngre generationerna uppvisar ej undulerande utsläckning, så som äldre generationers 18

23 kvarts, vilket tyder på att de inte utsatts för någon deformation. Kvarts kan bildas i hydrotermala system ner mot 70 C (Tullborg et al. 2001). Pyrit FeS 2 Pyrit är det vanligaste sulfidmineralet och bildas främst genom utfällning av hydrotermala lösningar i ett brett temperaturintervall ner mot låga temperaturer ( 0 C) (Tullborg et al. 2001). Pyrit bildas i reducerande miljö och oxiderande lösningar tenderar att lösa upp pyrit. Syresatt atmosfärnära ytvatten som reagerar med pyrit oxiderar järnet och bildar svavelsyra. Svavelsyran kan i sin tur frigöra tungmetaller. (Nesse, 2000) Pyrit är ett vanligt sprickfyllnadsmineral och uppträder oftast i samband med kalcit i den något yngre generationen (3). Mineralet uppträder både som sprickfyllnader i läkta sprickor (se Appendix 1, prov 2.3a, figur A-3) och som små idiomorfa kristaller på öppna sprickytor. Förekomst av pyrit kan vara indikativt för en reducerande miljö. I vissa fall ses pyrit uppfrätt av oxiderande lösningar bildande hämatit i yngre generation (4). REE-mineral (Ce,La,Th,Nd,Y)CO 3 F De sällsynta jordartsmetallerna (REEs = Rare Earth Elements) innefattar grundämnena från lantan (La 57 ) till lutetium (Lu 71 ) och kallas ibland för Lantaniderna. Dessa grundämnen kan ytterligare delas in i de lätta sällsynta jordartsmetallerna (LREE) från La till Eu, och de tunga sällsynta jordartsmetallerna (HREE) från Gd till Lu. REEs är kraftigt elektropositiva med samma stabila oxidationstal på (+3), bortsett från Ce 4+ och Eu 2+, och har således liknande kemiska och fysikaliska egenskaper. Europium är det enda grundämne som har särskiljande egenskaper eftersom det har förmåga att bilda stabila Eu 2+ -joner och på så sätt lättare kan substituera för Ca 2+ i plagioklas. Detta kan skapa antingen negativa eller positiva europiumanomalier, beroende på om plagioklas har förts bort eller ackumulerats under bergartsbildandet. Förhöjda värden av REE är indikativt för felsiska intrusiva bergarter. (Brownlow, 1997) Cerium är det vanligaste grundämnet av de sällsynta jordartsmetallerna och kan bilda Ce 4+. Den relativt stora jonradien hos Ce 3+ (101 pm) förhindrar ofta substitution, förutom i mineral där den substituerande katjonen är tillräckligt stor, exempelvis Ca 2+ (100 pm) i kalcit. Accessoriska mineral som allanit, apatit, zirkon och titanit är viktiga för anrikning av cerium i magmatiska bergarter. Ceriumhaltiga mineral är förknippade med alkaliska och granitiska bergarter och dess pegmatiter, samt hydrotermal mineralisering. (Salminen et al. 2006) Torium är ett radioaktivt grundämne som tillhör aktinoidserien, tillsammans med till exempel uran, och är starkt litofilt. Generellt är toriumhalten högre i granitiska än i mafiska bergarter, och till skillnad från uran är torium inte lika bunden till inkompatibel pegmatit, utan kan tränga in i bergartsbildande mineral som biotit. Torium uppför sig ungefär som cerium, och kan hydrotermalt substituera kalciumjoner i exempelvis kalcit. Yttrium är ett grundämne som kemiskt liknar HREEs då det gäller elektronkonfiguration och jonradie. Både yttrium och HREEs bildar mer stabila komplex än LREEs, speciellt med karbonat-, fluorid- eller sulfatanjoner, och är därför mer benägen till hydrotermal mobilisering. (Salminen et al. 2006) Mineral som delvis eller helt blivit anrikade på sällsynta jordartsmetaller har identifierats i prov 8.13, 8.21a, 8.5 från Götatunneln och i prov 1.1 och 2.11 från Nygårdstunneln. Oftast uppträder de som distinkta korn i en redan befintlig sprickfyllnad, oftast kalcit, eller i mer sällsynta fall som tunna sprickfyllnader (se figur 9). De sällsynta jordartsmetaller som detekterats är främst lantan, cerium och neodym, samt aktinoiden torium och övergångsmetallen yttrium (se Appendix 2 för ytterligare information). Generellt kan två typer av mineral urskiljas: 19