Den geologiska utvecklingen av västra Hamrångesynklinalens suprakrustalbergarter, centrala Sverige

Den geologiska utvecklingen av västra Hamrångesynklinalens suprakrustalbergarter, centrala Sverige Maria Erlandsson Examensarbeten i Geologi vid Lunds universitet - Berggrundsgeologi, nr. 210 Geologiska institutionen Centrum för GeoBiosfärsvetenskap Lunds universitet 2007

Den geologiska utvecklingen av västra Hamrångesynklinalens suprakrustalbergarter, centrala Sverige Examensarbete Maria Erlandsson Geologiska Institutionen Lunds universitet 2007

Innehåll 1 Inledning... 7 2 Geologisk bakgrund... 8 2.1 Svekofenniums utveckling 8 2.2 Metamorfos 8 2.3 Deformation 8 2.4 Ljusdalsbatoliten 9 2.5 Hamrångesynklinalen 9 3 Material och analysmetoder... 11 3.1 Provtagning och petrografi 11 3.2 Rietveldmetoden 12 3.2.1 Bakgrund 12 3.2.2 Provberedning och analys 12 3.3 Strukturmätningar 13 3.4 40 Ar/ 39 Ar 13 3.4.1 Bakgrund 13 3.4.2 40 Ar/ 39 Ar-datering 13 3.4.3 Stegvis uppvärmning 13 3.4.4 Blockeringstemperatur och avkylningshastighet 14 3.4.5 Daterbara mineral med 40 Ar/ 39 Ar-metoden 14 3.4.6 Provbeskrivning 15 3.4.6.1 Utanför Hamrångesynklinalen 15 3.4.6.2 I Hamrångesynklinalen 15 3.4.7 Provpreparering 15 3.4.8 Laboratorieteknik 15 4 Resultat... 16 4.1 Bergartsbeskrivning och petrografi 16 4.1.1 Mörk mafisk vulkanit 16 4.1.2 Mafisk lava och mafisk pyroklastit 16 4.1.3 Mafisk-intermediär vulkanit 17 4.1.4 Felsisk-intermediär vulkanit 21 4.1.5 Felsisk vulkanit 23 4.1.6 Ljust skarn 23 4.1.7 Växellagrad vulkanit 23 4.1.8 Mineraliserad bergart 24 4.2 Punkträkning 25 4.3 Rietveldanalys 26 4.4 Kinematiska indikatorer 27 4.5 Strukturer 27 4.6 40 Ar/ 39 Ar 30 4.6.1 Utanför Hamrångesynklinalen 31 4.6.2 I Hamrångesynklinalen 31 5 Diskussion... 32 5.1 Bergarterna 32 5.2 Petrografi 33 Omslagsbild: Krenulerad biotit från lokal 42b. Fotot är taget i korspolariserat ljus och är ca 3 x 3,8 mm stort.

Innehåll fortsättning 5.2.1 Petrografisk diskussion mineral för mineral 33 5.2.2 Bildningsscenario 34 5.2.3 Tryck och temperatur i Hamrångesynklinalen 34 5.3 Punkträkning i jämförelse med indelning av bergarterna 35 5.4 Punkträkning i jämförelse med Rietveldanalyserna 35 5.5 Strukturer 35 5.5.1 Skjuvzoner och kinematiska indikatorer 35 5.5.2 Veck 36 5.6 Avkylningshistoria 36 5.7 Tektonisk bildningshistoria för västra delen av Hamrångesynklinalen 38 6 Slutsatser...38 7 Tack...38 8 Referenser...39 Appendix I: Lokalbeskrivning...41 Appendix II: Rietveldanalysdata...47 Appendix III: Strukturmätningar...50 Appendix IV: 40 Ar/ 39 Ar-data...52

Den geologiska utvecklingen av västra Hamrångesynklinalens suprakrustalbergarter, centrala Sverige MARIA ERLANDSSON Erlandsson, M., 2007: Den geologiska utvecklingen av Hamrångesynklinalens suprakrustalbergarter, centrala Sverige. Examensarbeten i geologi vid Lunds Universitet, Nr. 210, 54 sid. 20 poäng. Sammanfattning: Området som undersöktes i denna studie ligger i västra delen av Hamrångesynklinalen. I studien har bergarter, bergartsgränser och strukturer karterats i fält. Tunnslip undersöktes med optisk mikroskopi i avseende på petrografi och förekomst av mikrostrukturer. Flera av tunnslipen har punkträknats för bergartsklassificering. Några bergarter har Rietveldanalyserats för närmare bestämning av mineralsammansättning. Mineral både utanför och från Hamrångesynklinalen har 40 Ar/ 39 Ar-daterats. Hamrångesynklinalen ligger ca 30 km norr om Gävle och består framför allt av välbevarade suprakrustala bergarter. Ytbergarterna tillhör den Svekofenniska domänen och utgörs av både sedimentära och vulkaniska bergarter. De senare sprider i sammansättning från mafisk till felsisk. I området som undersöktes i denna studie förekommer endast vulkaniter. De stratigrafiskt lägsta delarna utgörs av felsisk vulkanit som övergår till en mindre vanligt förekommande felsisk-intermediär vulkanit överlagrad av mafiska vulkaniter vilka till övervägande del utgörs av lavor. Stratigrafiskt överst ligger mafisk-intermediära vulkaniter. Troligen överlagras även de mafisk-intermediära vulkaniterna av en felsisk-intermediär vulkanit. Mellan den mafiska vulkaniten och den mafisk-intermediära vulkaniten och i den undre felsisk-intermediära vulkaniten förekommer mineraliserade enheter. Vulkaniterna är delvis omlagrade och närvaron av kuddlavor tyder på att de avsattes i en marin miljö. Framför allt de mafiska vulkaniterna är kraftigt kalksilikatomvandlade. Den strukturella utvecklingen av östra centrala Svekofennium präglas av minst två veckfaser och skjuvning, relaterade till D 2 och D 3. En första deformation D 1 har identifierats i metasedimentära bergarter norr om Hamrångesynklinalen. Senare spröda skjuvzoner förekommer även i området. På en lokal i det karterade området finns spår av en tidig deformation, D 1. Denna deformation kan vara relaterad till kompaktion eller tektonisk deformation. En intensiv D 2 deformation finns i området och syns som en penetrativ foliation och en tydlig lineation. Isoklinala F 2 veck har identifierats liksom D 2 skjuvzoner. D 2 skjuvzonerna visar att de är relaterade till överskjutningar. F 3 veck uppträder förutom som ett storskaligt veck i hela området som små öppna parasitveck. F 3 har ett brant O-V-ligt axialplan och en veckaxel som stupar med ca 23º åt öst. Avkylningshistorian visar att Hamrångesynklinalen och bergarterna utanför passerade 350ºC isograden vid ca 1.74 Ga. Tidpunkten och temperaturen när avkylningskurvorna möts visar att rörelsen berodde på spröda till semispröda deformationszoner. En möjlig kandidat är en spröd till semispröd deformationszon som förekommer söder om Hamrångesynklinalen. Nyckelord: Svekofennium, Hamrångesynklinalen, 40 Ar/ 39 Ar, Rietveldanalys, strukturell anlys, petrografi Maria Erlandsson, Geologiska Institutionen, Centrum för GeoBiosfärsvetenskap, Lunds Universitet, Sölvegatan 12, 223 62 Lund, Sverige. E-post: maria_e82@hotmail.com

The geological evolution for the supracrustals in the western part of the Hamrånge syncline, central Sweden MARIA ERLANDSSON Erlandsson, M., 2007: Den geologiska utvecklingen av Hamrångesynklinalens suprakrustalbergarter, centrala Sverige. Examensarbeten i geologi vid Lunds Universitet, Nr. 210, 54 pp. 20 poäng. Abstract: The studied area is located in the western part of the Hamrånge syncline. In this area, the rocks, contacts and structures were mapped. Thinsections were investigated regarding petrography and microstructures, and representative thinsections were pointcounted. Three samples were selected for Rietveld analysis to receive the chemical compositions. Minerals from both the syncline and the area outside has been dated by the 40 Ar/ 39 Ar method. The Hamrånge area is located in the central part of Sweden, 30 km north of Gävle, near the Baltic coast. The Hamrånge syncline is mainly composed of well preserved supracrustal rocks belonging to the Svecofennian Domain. The supracrustal rocks are of both sedimentary and volcanic orgins. The later ranges from mafic to felsic in composition. In the studied area only volcanic rocks compose the bedrock. The volcanic sequence is a felsic volcanic rock occurring in the stratigrafically lowest parts, which are overlain by minor amounts of felsic-intermediate volcanic rock. Overlaying these rocks are mafic volcanics, dominated by mafic lavas, which is in turn overlain by maficintermediate volcanics. Between these rocktypes and in the felsic-intermediate volcanics are minor units of mineralised rocks. It is likely that felsic-intermediate volcanic rocks are stratigrafically on top of the mafic-intermediate volcanic rocks. The occurrence of redeposition of some volcanics and pillow lavas indicate a marine environment. Mainly the mafic lavas are occasionally altered to skarn. The central part of Svecofennium has been deformed by at least two major fold and thrust episodes related to D 2 and D 3. A previous deformation event, D 1, has been recognised in metasedimentary rocks north of the Hamrånge syncline. The area has also been affected by later brittle deformation. Indications of an early deformation, D 1, have been found at one locality in the Hamrånge area. This fabric can be related to either compaction or to tectonic deformation. Intense D 2 deformation appears as a penetrative foliation and a strong stretching lineation. Both isoclinal F 2 folds and D 2 thrusts have been identified. F 3 folds have been identified both as a regional fold and as minor open parasite folds. The F 3 fold has a steep axial plane striking E-W and a fold axis plunging c. 23 to the east. The cooling history shows that the Hamrånge syncline and the highgrade area outside passed through the 350º isograde at about 1.74 Ga. Both the timing and the temperature when the two curves meet suggest that deformation occurred under semi-brittle conditions. One candidate is a deformation zone located south of the Hamrånge syncline. Keywords: Svecofennium, Hamrånge syncline, 40 Ar/ 39 Ar, Rietveldanalysis, structural analysis, petrography Maria Erlandsson, Department of Geology, GeoBiosphere Science Centre, Lund University, Sölvegatan 12, SE-223 62 Lund, Sweden. E-mail: maria_e82@hotmail.com

1 Inledning Den Svekofenniska orogenesen varade mellan ca 1.96 och 1.75 Ga och utgör större delen av norra och centrala Sverige samt centrala och södra Finland (Korja & Heikkinen 2005). Metamorfosen under orogenesen är av hög temperatur låg tryck (HT-LP) karaktär och i centrala Sverige och södra Finland omvandlades större delen av bergarterna till migmatiter. Det finns dock en del områden som inte är lika omvandlade, däribland Hamrångesynklinalen som ligger ca 30 km norr om Gävle (Sjöström & Bergman 1998). Området är strukturellt kontrollerat av skjuvzoner (Bergman & Sjöström 1994; Ogenhall pers. com. 2006) och gränsar till gnejser och granitoider. Hamrångesynklinalen består till största delen av ytbergarter, både vulkaniter och sediment, i vilka flera primära strukturer är urskiljbara (Sukotjo 1995). Den strukturella utvecklingen i östra centrala Sverige består av minst två stora faser av veckning respektive skjuvning (Högdahl et al. 2006). Den senare strukturella utvecklingen av Svekofennium är relativt välkänd, men på grund av den höga metamorfosen är Fig. 1. Förenklad geologisk karta över Fennoskandiska skölden med större skjuvzoner i centrala Sverige. Figuren visar även Fig. 3 och 4:s utbredning. Subprovinser: NB Norrbotten, BB Bottniska bassängen, LjB Ljusdalsbatoliten, BS Bergslagen, SÖ Södermanland-Östergötland, PAC Primitive Arc Complex, CSAC Central Svecofennian Arc Complex, SSAC Southern Svecofennian Arc Complex och LGSM - Late Sveckofennian Granite and Migmatite Belt. Större skjuvzoner: 1 Hasselaskjuvzon (HSZ), 2 Storsjön-Edsbyndeformationszonen (SEDZ), 3 Ljusnezonen, 4 Törnångerzonen (TZ), 5 Hagstagnejszon (HGZ) och 6 Gävle-Rättvikzonen (GRZ). Kartan är modifierad efter Koistinen et al. (2001) och digitaliserad av Karin Högdahl, Lunds Universitet. Subprovinsgränserna i Sverige är inritade efter Sjöström & Bergman (1998) och i Finland efter Väisänen (2002). 7

den tidigare utvecklingen dåligt utredd. Den västra delen av Hamrångesynklinalen ligger i ett strukturellt mer välbevarat område, vilket innebär att de tidiga strukturerna är mindre överpräglade av senare deformation. Syftet med denna studie var att dels få en bild av bergarternas utbredning, sammansättning, lagerföljd och områdets duktila deformationshistoria. För att uppnå detta detaljkarterades ett område på ca 2x2 km i synklinalens västra del i avseende på bergarter, bergartskontakter och strukturer. Orienterade prov samlades in för petrografiska och mikrostrukturella studier, samt noggrannare bestämning av bergarterna genom punkträkning. Dessutom Rietveldanalyserades tre svårbestämbara bergarter för att få en bättre uppfattning om deras mineralsammansättning. Syftet var även att få information om synklinalens avkylningshistoria i förhållande till migmatiterna utanför. För att utreda avkylningshistorian provtogs och provpreparerades mineral med olika blockeringstemperatur för 40 Ar/ 39 Ar-datering. Bergartskarteringen och provtagningen utfördes i två veckor under andra halvan av September 2005. För att undgå att lägga tid på att leta hällar användes SGU:s berggrundsgeologiska karta från 1990-talet (Sukotjo 1995). 2 Geologisk bakgrund Den centrala delen av den Fennoskandiska skölden består av den Svekofenniska domänen (2.0-1.75 Ga). Denna domän gränsar i norr till den Arkeiska domänen (3.2-2.5 Ga), i sydväst till det Transskandinaviska Magmatiska bältet (1.81-1.65 Ga) (Lathinen et al. 2005) som i sin tur gränsar till den Sydvästskandinaviska domänen (1.8-0.9 Ga). I väst gränsar den Svekofenniska domänen till Kaledoniderna och i söder till Fanerozoiska sedimentformationer (Gaál & Gorbatschev 1987) (Fig. 1). Den Arkeiska domänen är i öster överlagrad av Kareliska metasediment och metavulkaniter (2.5-1.9 Ga) (Gaál & Gorbatschev 1987). Den Svekofenniska domänen i Sverige består av fem subprovinser: Norrbotten (NB), Bottniska Bassängen (BB), Ljusdalsbatoliten (LjB) med tillhörande medelgradiga metamorfa områden, Bergslagen (BS), och Södermanland-Östergötland (SÖ) (Sjöström & Bergman 1998). I Finland delas Svekofennium in i tre subprovinser: Primitive Arc Complex (PAC) närmast Arkeikum, the Central Svecofennian Arc Complex (CSAC) i de centrala delarna och Southern Svecofennian Arc Complex (SSAC) i söder (Väisänen 2002) (Fig. 1). 2.1 Svekofenniums utveckling Den Svekofenniska domänen har bildats genom kollision av flera mikrokontinenter och öbågar med den Arkeiska domänen i nordöst (Lahtinen et al. 2005). Nironen (1997) presenterade en modell där två öbågar, Norrbotten respektive Bergslagen, kolliderade med den Arkeiska domänen. Mellan öbågarna fanns en sedimentär bassäng, den Bottniska bassängen. Den Svekofenniska domänen växte därmed till åt sydväst. Det är dock inte klart om den Svekofenniska domänen bildades i en enda lång orogenes (1.96-1.75 Ga) eller flera kortare orogeneser. Extension mellan två kollisioner vid (1.89-1.87 Ga) och (1.84-1.81 Ga) har föreslagits av Korja & Heikkinen (2005). Detta skulle ha ökat krustans temperatur vilket skulle vara värmekällan till bildandet av HT-LP metamorfosen och bildandet av graniter och migmatiter i södra Svekofennium. Efter kollisionerna skedde ytterligare en extension med kollaps av krustan som följd (Nironen 1997). Tidpunkten för de tektoniska händelserna är olika i Sverige och Finland. Detta förklaras av Lahtinen et al. (2005) genom en stor transform förkastning mellan Finland och Sverige. Kollision av den södra öbågen ledde till bildandet av ett skjuvzonssystem som sträcker sig från södra Finland till Sverige (Nironen 1997). 2.2 Metamorfos Metamorfosgraden i östra centrala Sverige anses vara av HT-LP-typ. Den metamorfa graden varierar från övre grönskiffer till amfibolitfacies i väl bevarade områden som t.ex. Hamrångesynklinalen till granulitfacies i gnejser i västra och centrala delarna av LjB (Fig. 2). Kulmen av den regionala metamorfosen inträffade för mellan 1.85-1.80 Ga i södra centrala Sverige (Sjöström & Bergman 1998) men före 1.85 Ga norr om LjB (Högdahl & Sjöström 2001). Sjöström & Bergman (1998) anser att den metamorfa kulminationen varade genom den storskaliga veckningen och skjuvningen. Stora skjuvzoner har troligen spelat en viktig roll och kontrollerat det regionala metamorfa mönstret (Högdahl et al. 2006). Fig. 2. Ungefärliga P-T fält för de åtta metamorfa faciesassociationerna. Stabilitetsfält för aluminiumsilikaten visas; Andalusit (And), Sillimanit (Sil) och Kyanit (Ky). Digitaliserad efter Nesse (2000). 2.3 Deformation Den strukturella utvecklingen av östra centrala Sverige består av minst två stora faser av veckning respektive skjuvning, vilka refereras till D 2 och D 3. En första deformation D 1 har identifierats i metasedimentära bergarter (Högdahl et al. 2006), innan identifieringen av D 1 refererades D 2 och D 3 till D 1 respektive D 2. 8

F 2 vecken är ofta isoklinala med en primär veckaxel i nord-sydlig riktning vilket tyder på en östvästlig kompression under D 2, åtminstone i den tidiga delen av utvecklingen (Fig. 3). Vid D 2 bildades även flacka skjuvzoner vilka framför allt förekommer i gnejserna. Då D 2 skjuvzoner förkommer i samband med F 2 veck kan de senare påverkats genom en förskjutning av internt F 2 veckade enheter (Sjöström & Bergman 1998). Det finns indikationer som visar att skjuvzonerna kan vara relaterade till både stackning av den Svekofenniska krustan eller kollaps av krustan (Sjöström & Bergman 1996). En extension stämmer in med de åt sydöst stupande listriska förkastningar, vilka är tolkade att vara skjuvzoner, som finns utanför LjB (Korja & Heikkinen 2005). D 2 skjuvzonerna är veckade av F 3 veck. F 1 har identifierats i interferensmönster i stromatiska migmatiter i LjB, en liknande migmatit har daterats och ger en maximiålder på 1.86 Ga för F 1. F 2 :s bildning har begränsats från <1.86 till 1.82 Ga (Högdahl et al. 2006). En preliminär minimiålder för D 2 skjuvzoner är 1.83 Ga (Sjöström & Bergman 1998). Under D 3 bildades regionala, upprätta, öppna F 3 veck med svagt åt öster stupande veckaxlar (Högdahl et al. 2006) (Fig. 3). Vecken finns förutom i kustområdet även längre västerut i de centrala delarna av LjB (Sjöström & Bergman 1998). Tolkning av seismisk data från Östersjön utanför centrala Sverige indikerar att det i övre krustan finns sjok som internt visar öppna veck med öst-västliga axialplan. Den undre kontakten av sjoken är SO-stupande skjuvzoner eller detatchmentzoner (Korja & Heikkinen 2005). Vecken bör ha bildats under en N-S kompression eller en öst-väst extension under D 3 (Sjöström & Bergman 1998). D 3 skjuvzoner skär ofta benen på de storskaliga F 3 vecken och det verkar finnas ett nära samband mellan F 3 vecken och D 3 skjuvzonerna (Sjöström & Bergman 1998). D 3 skjuvzonerna är generellt branta, duktila och har en ansenlig dextral horisontell rörelsekomponent. Konjugerande sinistrala skjuvzoner är jämförelsevis ovanliga och bildades i ett sent skede av skjuvningen. D 3 skjuvzonerna stryker vanligtvis i NV-SO till NNV-SSO. Tidpunkten, orienteringarna och den dominerande dextrala deformationen och den sinistrala rörelsen på de konjugerande skjuvzonerna tyder på att skjuvzonerna bildades genom N-S till NNO-SSV kompression under den sena delen av orogenesen (Högdahl 2000). Liknande veck finns också i Stockholmsområdet (Allen et al. 1996) och i LSGM i Finland. LSGM som löst har korrelerats med Ljusdalsbatoliten (Högdahl et al. 2006) har utsatts för två veckfaser vilka benämns F 2 och F 3 vilka liknar F 2 och F 3 i Sverige (Väisänen & Hölttä 1999). F 3 bildades efter 1.82 Ga och före de 1.81-1.79 Ga D 3 skjuvzonerna (Högdahl et al. 2006). 9 2.4 Ljusdalsbatoliten Söder om Bottniska bassängen och norr om Bergslagen ligger den 130x100 km stora kalkalkalina Ljusdalsbatoliten (LjB) (Sjöström & Bergman 1998; Bergman & Sjöström 1994) (Fig. 1). Ljusdalsbatoliten har intruderat i Svekofenniska ytbergarter som underordnat består av felsiska metavulkaniter (Sjöström & Bergman 1998). Metasedimentära bergarter är vanligast i östra delen av LjB där de uppträder som regionala F 3 veck (Högdahl et al. 2006). Ljusdalsbatolitens gränser är mer eller mindre kontrollerade av storskaliga skjuvzoner, Storsjön- Edsbyndeformationszonen (SEDZ) i väster och Hasselaskjuvzonen (HSZ) i norr (Sjöström & Bergman 1998). Den södra gränsen är beskriven som komplex (Delin 1993) och är inte väldefinierad men sammanfaller troligen med Gävle-Rättvikzonen (GRZ) eller en av de stora NV-SO strykande zonerna norr om GRZ, Hagstagnejszon (HGZ), Ljusnezonen eller Törnångerzonen (TZ) (Högdahl et al. 2006) (Fig. 1). Ljusdalsbatoliten tillhör de tidigorogena granitoiderna och har en U-Pb zirkonålder på 1.86-1.84 Ga (Bergman & Sjöström 1994). LjB är därmed yngre än de magmatiska bergarterna i Norrbottenprovinsen i norr (1.91-1.87 Ga) och i Bergslagen i söder (1.91-1.88 Ga). LjB kan inte sammankopplas med några kända bergarter i Finland men det finns dock vissa likheter med ett granit-migmatitbälte (Late Sveckofennian Granite and Migmatite Belt, LSGM) i SSAC (Högdahl et al. 2006) (Fig. 1). 2.5 Hamrångesynklinalen Hamrångesynklinalen är ett av de relativt lågmetamorfa områdena i LjB. Berggrunden i Hamrångeområdet består framför allt av ytbergarter metamorfoserade i låg- till medel-amfibolitfacies, medan omgivande berggrund, vilken framför allt består av gnejser och granitoider, är metamorfoserad i hög amfibolitfacies (Fig. 2). Termobarometriska undersökningar på prover från Hamrångeområdet sprider mycket men visar att området utsatts för temperaturer i intervallet 550-700 C och tryck i intervallet 3-9 kbar, vilket är orealistiskt högt (Sjöström & Bergman 1998). Sjöström & Bergman (1998) har föreslagit realistiska tryckvärden på 3-4 kbar. Temperaturintervallet är realistiskt med de lägsta temperaturerna i skiffern och de högsta i bergarter söder om Hamrångesynklinalen. Ytbergarterna består av skiffrar, felsiska till mafiska vulkaniter och kvartsiter. På den geologiska kartan har skiffern tolkats som den äldsta bergarten, överlagrad av vulkaniterna och därefter kvartsiten (Sukotjo 1995) (Fig. 3). Hamrångeområdet är veckat av både F 2 och F 3. F 2 är tolkat att vara en isoklinalveckad synklinal med ett åt öster stupande axialplan vilket ursprungligen haft en N-S riktning (Fig. 3). F 3 bildar en öppen synform med en veckaxel som stupar flackt åt öst (Sukotjo 1995). F 3 vecket syns tydligt både på den geologiska kartan och på den flygmagnetiska kartan (Fig. 3 & 4). Hamrångesynklinalen begränsas av D 3 skjuvzoner, Axmarskjuvzon i norr (Ogenhall pers. com. 2006) och Lindönskjuvzon (LSZ) och Hagstagnejszon (HGZ) i söder (Fig. 3). HGZ är 5km bred och stryker i VNV-

Fig. 3. Geologisk karta över Hamrångeområdet. Fig. 4 täcker samma område som Fig. 3. I figuren visas Fig. 7:s utbredning och huvudsaklig komponent på skjuvzonerna. Mitten av F 2 synklinalen och F 3 synformen visas i figuren. Pilen på synformen visar stupningen. Skjuvzoner: HGZ Hagstagnejszon, LSZ Lindönskjuvzonen och Axmar SZ Axmarskjuvzonen. Axmar SZ enligt Ogenhall pers. com. 2006. Koordinaterna för övre vänstra hörnet samt nedre högra hörnet är: 676940/155605 respektive 675000/157980. Från SGUs berggrundsgeologiska karta Söderhamn SV/SO. 1995. Serie Ai 28.(Sukotjo 1995). Sveriges geologiska undersökning (SGU). Medgivande: 30-254/2007. Digitaliserad av Erik Ogenhall, Uppsala Universitet. OSO riktning. HGZ är framträdande på den flygmagnetiska kartan (Fig. 4). Kinematiska indikatorer är mindre utvecklade men när de förekommer visar de på dextral lateral rörelse (Bergman & Sjöström 1994). HGZ har en U-Pb titanit ålder på 1810±2 Ma (Högdahl 2000). LSZ är minst 500m bred, brant och stryker ungefär NO-SV till O-V. Skjuvzonen är oblik sinistral och är troligtvis yngre än HGZ (Bergman & Sjöström 1994). I området både öster och väster om kvartsiten finns även D 2 myloniter. Hamrångesynklinalens välbevarade struktur indikerar i kombination med skillnaden i metamorfosgrad innanför respektive utanför synklinalen att den skulle vara tektonisk kontrollerad. Detta styrks även av att liknande bergarter finns i nordväst fast dessa är omvandlade till gnejser (Sjöström & Bergman 1998). Inom Hamrångesynklinalen och de omgivande gnejserna och granitoiderna finns spröda deformationszoner bildade efter den Svekofenniska bergskedjebildningen. Det finns framför allt två större förkastningszoner, en som stryker i VSV-ONO och en som stryker i VNV-OSO. Den senare sammanfaller delvis med HGZ (Sukotjo 1995) (Fig. 3). Skiffer förekommer på Lindön och på Fårholmen men även i vägskärningar nära Hamrångefjärden. Dessutom finns den lättvittrade skiffern både som lösa block och i fast berg sydväst om kvartsiten vilket tyder på att dess utbredning under de kvartära avlagringarna är större än vad som hittills tolkats (Högdahl pers. com. 2006). Skiffern är vällagrad med leriga och underordnat sandiga lager. I de leriga lagren dominerar biotit, övriga huvudmineral är mikroklin, kvarts, plagioklas och muskovit. I de sandiga lagren dominerar kvarts och plagioklas. Biotit förekommer i mindre mängd. Lokalt förekommer även andalusit och kordierit. Felsiska metavulkaniter är den vanligaste bergarten i Hamrångesynklinalen. Bergarten består av kvarts, kalifältspat, plagioklas och underordnat biotit. Plagioklas är ofta sericit och epidot-karbonatomvandlad. Kvarts- och fältspatsporfyrer är vanliga. Vulkanoklastiska fragment förekommer framför allt på den östra sidan av synklinalen (Sukotjo 1995). En U- Pb zirkon datering av en metadacit gav en ålder på 1888±6 Ma (Bergman et al. 2006). Den mafiska metavulkaniten är spillitiserad och har en kalkslaggig vittringsyta. Den förekommer framför allt mellan de felsiska vulkaniterna och kvartsiten. Enligt Sukotjo (1995) är de undre leden mer intermediära och innehåller ställvis felsiska vulkanoklastiska fragment, dessa överlagras av övervägande mafiska vulkaniter som i sin tur överlagras av mafiska lavor. Lavorna består framför allt av hornblände och plagiok- 10

Fig. 4. Flygmagnetisk karta över samma område som Fig. 3. Utbredningen av Fig. 7 finns med i figuren. Koordinaterna för övre vänstra hörnet samt nedre högra hörnet är: 676940/155605 respektive 675000/157980. Från Flygmagnetiska databasen Söderhamn SV/SO. Sveriges geologiska undersökning (SGU). Medgivande: 30-254/2007. las. Kuddlavor har påträffats på ett fåtal lokaler (Sukotjo 1995). I den mafiska metavulkaniten finns körtlar av finkornig kalcit och underordnad kvarts (Lundegårdh 1956). En alternativ tolkning av vulkaniterna gavs av Thelander (1986) som anser att de äldsta vulkaniterna är en kvarts-fältspatsporfyrisk ryolit. Denna övergår till en dacitisk tuffit vilken ofta innehåller fennokryster av plagioklas och amfibol. Den överlagras av basaltiska plagioklasporfyriska bergarter. I de övre delarna av enheten förekommer mafisk-intermediära, finkorniga tuffiter. Felsisk-intermediära tuffiter med tydlig bandning dominerar den översta enheten av den vulkaniska sekvensen. Den kemiska sammansättningen på vulkaniterna varierar kontinuerligt från felsisk till mafisk till skillnad från bland annat Bergslagen där de vulkaniska bergarterna har en bimodal sammansättning. De basaltiska vulkaniterna är tholeiitiska, och de geokemiska resultaten visar att de troligen bildats i en vulkanisk öbåge med ett oceaniskt ursprung (Ogenhall 2006). Kvartsiten är nästan ren och innehåller bara små mängder glimmer. I de undre delarna ökar dock halten glimmer och kornstorleken blir grövre. Korsskiktning är vanligt, vilka är inverterade på grund av veckbildningen (Sukotjo 1995). Kvartsiten förekommer i synklinalens mitt och uppträder som ett långt böjt band på kartan. Det är osäkert om mitten på synklinalen ligger mitt i kvartsiten då inga säkra uppåtstrukturer har hittats på den västra sidan (Sjöström pers. com. 2006). En överskjutningskontakt är möjlig väster om kvartsiten vilken kan tolkas som om ett inverterat veckben tektoniskt har pressats mot väster och upp över en rättvänd lagerserie (Thelander 1986). De yngsta zirkonerna som påträffats i kvartsiten har en U- Pb zirkon ålder på 1855±10 Ma, vilket i samband med dateringen av metadaciten tyder på ett >30 Ma uppehåll mellan vulkanismen och depositionen av kvartsiten och en diskordans mellan dessa bergarter är trolig (Bergman et al. 2006). Kuddlavorna och att tuffiten ställvis har en primär bandning visar att vulkaniterna åtminstone delvis avsattes i vatten (Thelander & Lindblom 1987). I Hamrångesynklinalens vulkaniska sekvenser finns mineraliseringar av framför allt sulfider. I området bedrevs guldprospektering under 1980-talet. Guld påträffades i flera bergartstyper dock i oekonomiska halter. 3 Material och analysmetoder I fält undersöktes 84 lokaler vilka emellanåt delades in i a, b, osv. i de fall lokalerna bestod av flera små hällar med max 50 m emellan. Lokalernas positioner bestämdes med GPS. I studien har bergarter, bergartsgränser och strukturer karterats i fält. Tunnslip undersöktes med optisk mikroskopi i avseende på petrografi och förekomst av mikrostrukturer. Flera av tunnslipen har punkträknats för bestämning av bergarterna. Några bergarter har Rietveldanalyserats för närmare bestämning av mineralsammansättning. Mineral både utanför och från Hamrångesynklinalen har 40 Ar/ 39 Ar-daterats. 3.1 Provtagning och petrografi Från ca 2/3 av lokalerna insamlades stuffer (Appendix I). För att senare kunna studera mikrostrukturer var de flesta av stufferna orienterade. Av de insamlade stufferna valdes 25 ut för tunnslipstillverkning (Appenix I). Urvalet gjordes så att en så stor spridning som möjligt erhölls vad gällan- 11

de framför allt utseende/sammansättning, men även geografisk spridning. För att kunna utvärdera eventuella kinematiska indikatorer sågades de orienterade proven parallellt med lineationen och vinkelrätt mot foliationen på Geologiska institutionen vid Lunds universitet. Sex av proven sågades även vinkelrätt mot både lineationen och foliationen (se Appendix I för slip markerade med T). Detta gjordes för att kunna se hur mineralen var orienterade i denna riktning, men även för att kunna se mikroveck och krenuleringar. På de tillsågade klossarna sågades ett hack, dess läge ritades in på motbiten. Tunnslipen tillverkades av Rickard Anehus på Geologiska institutionen vid Lunds universitet. Slipen undersöktes sedan med ett Nikon polarisationsmikroskop med förstoringarna 5X, 10X och 50X. Under den petrografiska mikroskoperingen observerades mineralinnehåll, om det fanns någon inbördes relation mellan dessa, mikrostrukturer och kinematiska indikatorer. De utvalda tunnslipen fotograferades med en digitalkamera. 14 av tunnslipen punkträknades. Dessa valdes ut med avsikt att täcka bergarternas sammansättningsspridning så väl som möjligt. För varje punkträknat prov räknades 300 punkter. Prov från tre av de 14 punkträknade tunnslipen valdes ut för Rietveldanalys. 3.2 Rietveldmetoden 3.2.1 Bakgrund Vetskapen om mineralens uppbyggnad: atomers position, deras storlek och deras bindning i kristallstrukturer, rymdgrupp och kemisk sammansättning baseras till stor del på röntgendiffraktionsstudier. När elektroner som rör sig med hög hastighet träffar ett ämne produceras röntgenstrålning. Då röntgenstrålarna i sin tur träffar atomer i en kristall absorberas en del av energin. Energin emitteras sedan som nya röntgenstrålar som sprids sfäriskt. I vissa riktningar förstärker röntgenstrålarna varandra och i en kristall sker detta framför allt från parallella plan i kristallen. Förstärkningen sker då villkoret nλ=2dsinθ, vilket kallas Braggs lag, är uppfyllt. n är ett heltal, λ är våglängden, d är avståndet mellan de parallella planen och θ är vinkeln mellan den inkommande strålen och planet (Klein 2002) (Fig. 5). Fig. 5. Braggs lag för parallella plan. Modifierad efter Klein (2002). Braggintensiteten som bildas är summan av diffraktionerna från alla parallella plan. Då en kristall roteras kommer Braggs lag att uppfyllas flera gånger, då n är 1, 2, 3 osv. De olika Braggintensiteterna bildar tillsammans ett röntgendiffraktogram med en serie av toppar. Diffraktogrammet är unikt för olika mineral. Förutom att analysera enskilda kristaller för sig kan pulverdiffraktionsanalys användas. Denna metod kan vara att föredra då det är svårt att orientera enskilda kristaller korrekt och att det för flera mineral är omöjligt att få kristaller som är tillräckligt stora. Vid pulverdiffraktionsanalys mals provet ner till ett pulver som placeras i en hållare. När röntgenstrålning träffar provet kommer alla tänkbara Braggintensiteter uppträda samtidigt (Klein 2002). Detta är dock en nackdel med pulverdiffraktionsanalys på bergarter bestående av flera olika mineral eftersom Braggintensiterna till stor del överlappar varandra vilket gör det svårt att tolka kristallstrukturerna, dvs. vilka mineral som förekommer i provet. Rietveld (1967, 1969) utarbetade en förbättringsmetod för röntgenanalyser av bergartsprov där hela röntgendiffraktogrammet används och jämförs med ett beräknat diffraktogram där olika parametrar varieras. Denna metod använder minsta kvadratmetoden mellan det observerade röntgendiffraktogrammet och det beräknade diffraktogrammet. De olika parametrarna som kan varieras är t.ex. bakgrundskoefficienter, formen på intensitetstopparna och deras eventuella asymmetri, föredragen orientering på mineralen i provet, strukturella, kristallografiska och instrumentala parametrar (Young 1993). En begränsning av Rietveldmetoden är att en modell som påminner om den verkliga strukturen krävs för att kunna få fram ett korrekt beräknat diffraktogram. Vid röntgenanalyseringen befinner sig provet på en vinkel θ i förhållande till källan för röntgenstrålarna. Detektorn för röntgenstrålarna befinner sig på en vinkel av 2θ. I röntgendiffraktogrammet plottas 2θ vinkeln på x-axeln mot Braggintensiteten på y-axeln. De relativa proportionerna av två eller flera kända mineral i ett prov kan bestämmas genom jämförelse av höjden på intensiteten (Klein 2002). Accessoriska mineral i halter omkring 1 % och mindre är oftast inte analyserbara med Rietveldmetoden. I komplexa blandningar kan även något större halter vara svåra att bestämma. 3.2.2 Provberedning och analys Tre prov (17a, 42a och 81) som petrologiskt är komplicerade valdes ut för Rietveldanalys. ME0517a klassades i fält som en felsisk-intermediär vulkanit, ME0542a som en mafisk pyroklastit och ME0581 som ett ljust skarn. Vittrade ytor sågades bort från de tre proven. De tre proverna maldes sedan ned med en valskvarn på Geologiska institutionen vid Lunds universitet. Mellan varje malning dammsögs och rengjordes valskvarnen väl. De malda proven överfördes till plastpåsar som märktes och skickades till SGU i Uppsala. Fortsatt provpreparering och analysering utfördes av Erik Jonsson, SGU. Varje prov delades successivt i provsplitt och slutligen uttogs mellan 1,5-1,9 g av varje för finmalning i alkohol till kornstorlek <20μm. Efter avfiltrering av prov och torkning togs en 12

del av provet ut för röntgenanalys i sidladdad provhållare under vibration (för att minimera orienteringseffekter hos mineral med föredragen orientering/planform). Röntgendiffraktogram upptogs med en Siemens D5000 theta-thetadiffraktometer på SGU, Uppsala, med kopparstrålning (CuKα) och grafitmonokromator. Analyserna utfördes med 40 kv spänning och 40 ma strömstyrka, i 2-thetaområdet 5 till 65. Steghastigheten var 0,02º (2θ) per sekund. Alla analyser utfördes med fast provhållare, 2 divergensspalt, 0,6 mm antiscatterspalt samt 0,6 mm mottagarspalt i strålgången. De upptagna diffraktogrammen (som rådatafiler) utvärderades med PDF-databasen (PDF 1994) i Siemens/Bruker AXS Diffrac PLUS program EVA. För kvantitativa bestämningar utvärderades därefter rådatafilerna med Rietveldteknik i programmet TOPAS R (Bruker AXS 2003). 3.3 Strukturmätningar Olika typer av strukturer mättes i fält med kompass och plottades sedan i programmet Stereowin 1.2 (Allmendinger 2002) i ett undre hemisfären, areariktigt, Schmidt-nät. Programmet är kostnadsfritt och kan laddas ner från Internet. 3.4 40 Ar/ 39 Ar 3.4.1 Bakgrund Dateringsmetoden 40 Ar/ 39 Ar är en vidareutveckling av 40 K/ 40 Ar-metoden. Vid 40 Ar/ 39 Ar-datering analyseras förhållandet mellan dotter- och moderisotop i en enda analys till skillnad från K/Ar-metoden. Fördelen med detta är att precisionen blir högre än om kalium (K) och argon (Ar) analyseras var för sig. Problem med inhomogeniteter i proven undviks eftersom en gemensam analys utförs, och därmed kan en mindre provmängd användas. K/Ar-metoden bygger på att den radioaktiva isotopen 40 K sönderfaller till 40 Ca och 40 Ar. 40 K har en halveringstid på 1.250 Ga (McDougall & Harrison 1999) och är därmed en av de isotoper med kortast halveringstid av de långlivade radioaktiva isotoperna (Dickin 1995). Den dominerande dotterisotopen är 40 Ca, men ca 11 % sönderfaller till 40 Ar. Det radiogena 40 Ar som bildas benämns 40 Ar* för att åtskiljas från icke radiogent 40 Ar. Ar är till skillnad från K en ädelgas och binds inte i mineralens kristallgitter. Ar kommer därför att vara i jämvikt med omgivande gasfas så länge som temperaturen är tillräckligt hög för att Ar genom diffusion ska kunna ta sig ut ur kristallgittret. Gasfasen vid markytan eller i närheten av denna är den samma som i atmosfären. När temperaturen sjunker kommer kristallgittret stabiliseras och blockera passagen för Ar som då kommer att ackumuleras i bergarten. Åldern på det mineral som dateras med K/Ar-metoden beräknas genom att mängden 40 Ar* som ackumulerats och mängden 40 K mäts samt att sönderfallshastigheten för 40 K 40 Ar* är känd. Om bergarten blir termalt påverkad kommer 40 Ar att avges och den erhållna åldern kan därför antingen motsvara tidpunkten för kristallisation, en metamorf händelse eller en tidpunkt däremellan (McDougall & Harrison 1999). 3.4.2 40 Ar/ 39 Ar-datering Vid 40 Ar/ 39 Ar-datering bestrålas provet med snabba neutroner i en reaktor. En del av 39 K omvandlas då till 39 Ar, vilket benämns 39 Ar K. Provet upphettas sedan under ultrahögt vakuum. Det extraherade argonet renas och isotoperna analyseras i en masspektrometer, där den relativa halten av 40 Ar, 39 Ar, 38 Ar, 37 Ar och 36 Ar mäts. Förhållandet 40 Ar*/ 39 Ar K kan därefter beräknas efter att korrigeringar för bland annat atmosfäriskt 40 Ar har gjorts. Halten 39 Ar som bildas beror på halten 39 K i provet. Eftersom förhållandet 40 K/ 39 K är konstant i naturen kan halten 40 K beräknas utifrån halten av 39 K. 40 Ar*/ 39 Ar K har ett känt förhållande till 40 Ar*/ 40 K och därmed kan åldern på provet beräknas. Eftersom det är svårt att mäta mängden snabba neutroner som provet utsatts för används ett standardprov med känd K/Arålder som bestrålas samtidigt. När 40 Ar*/ 39 Ar K - förhållandet hos standarden jämförs med det okända provet kan 40 Ar/ 39 Ar-åldern på det senare beräknas (McDougall & Harrison 1999). 3.4.3 Stegvis uppvärmning Vid 40 Ar/ 39 Ar-datering är det vanligt att provet upphettas stegvis. Detta innebär att provet hettas upp i etapper med början vid temperaturer som är mycket lägre än dess smälttemperatur. Argonisotoperna som frigörs vid varje temperaturhöjning analyseras och för varje uppvärmningssteg erhålls en skenbar ålder. I ett mineral som inte har förlorat något radiogent argon sedan kristallisationen kommer 40 Ar* och 39 Ar att förekomma i samma proportioner på motsvarande positioner i kristallen eftersom båda är sönderfallsprodukter av kalium. Under upphettningen kommer dessa att läcka ut i ungefär samma proportion eftersom de kommer att ha liknande transportsätt ut ur kristallen. Detta ger, i det närmaste, ett konstant 40 Ar*/ 39 Ar K -förhållande och därmed en konstant skenbar ålder i varje uppvärmningssteg. 40 Ar*/ 39 Ar K -förhållande för varje steg kan plottas i ett åldersspektra, där den skenbara 40 Ar/ 39 Aråldern plottas mot den ökande halten av det frigjorda 39 Ar. Varje upphettningssteg och därmed frigjord gas plottas som ett horisontellt streck, där längden representerar volymen som del av det totala 39 Ar-utsläppet. Om det analyserade mineralet inte har förlorat något argon, dvs. isotopsystemet har varit slutet, kommer åldersspektret att plottas utmed en linje som kallas platå (McDougall & Harrison 1999). I de flesta fall har dock isotopsystemet inte varit slutet utan har t.ex. under en metamorf händelse förlorat något av det bildade argonet. Olika delar av kristallen har då olika 40 Ar*/ 39 Ar K -förhållande, vilket ger ett åldersspektra som inte plottar plant. Ar-förlust sker framför allt vid defekter i mineralets kristallstruktur 13

och kring dessa är 40 Ar*/ 39 Ar K -förhållandet lågt. De områden i kristallen som redan utsatts för argonförlust ger lättare ifrån sig kvarvarande argon vilket leder till att de skenbara åldrarna vid inledande temperaturer kommer att vara låga. När temperaturen ökas kommer mer argon att frigöras och den skenbara åldern ökar därmed. De domäner i kristallen som inte utsatts för argonförlust kommer att visa den verkliga åldern för när mineralet passerade dess blockeringstemperatur. K/Ar-datering ger en ålder mellan den verkliga och den skenbara. 40 Ar/ 39 Ar-åldersspektrat för ett mineral som utsatts för argonförlust kommer att ge en sluttande kurva (McDougall & Harrison 1999). En bergart som kylts av långsamt ger olyckligtvis ett liknande spektra (Turner 1969 i Dickin 1995). En platåålder erhålls om mer än 50 % av det totala argonutsläppet finns inom närliggande upphettningssteg, där de olika stegen inte skiljer sig åt mer än 2 standardavvikelser från medelvärdet (Dalrymple & Lanphere 1974; Lee et al. 1991 i Dickin 1995). Platååldern beräknas som viktat medelvärde av de olika stegen som utgör platån (McDougall & Harrison 1999). Överskottsargon (excess argon), 40 Ar E, är den del av 40 Ar som finns i en bergart utöver atmosfäriskt argon och argon som bildats genom in situ sönderfall av 40 K (McDougall & Harrison 1999). Åldersspektra med snabbt avklingande åldrar i de inledande stadierna av den stegvisa uppvärmningen visar att överskottsargon finns lokaliserat i kanterna av diffusionsdomänerna. I dessa fall erhålls endast meningsfulla åldrar långt från 40 Ar E -gradienten i åldersspektrat. Men även en liten gradient av 40 Ar E kan ge för hög ålder även i den plana delen av åldersspektrat (Huneke 1976 i McDougall & Harrison 1999). 3.4.4 Blockeringstemperatur och avkylningshastighet Hastigheten som argon diffunderar ut ur gittret med är exponentiellt beroende av temperaturen. Detta gör att en liten temperaturminskning kan leda till en övergång från ett stadium där Ar-förlust genom diffusion är snabb till ett stadium där Ar-diffusion är mycket långsam (Dickin 1995). Temperaturen där detta sker kallas blockeringstemperatur. Blockeringstemperaturen påverkas av; kristallformen, distansen som argonatomen måste avlägga för att diffundera ut ur kristallen och avkylningshastigheten (Dodson 1973 i Dickin 1995). En lägre avkylningshastighet ger en yngre beräknad ålder då en större del av argonet som bildas diffunderar ut innan blockeringstemperaturen nås. Ren kalifältspat har en låg blockeringstemperatur på omkring 150ºC (Foland 1974; Harrison & McDougall 1982 i McDougall & Harrison 1999). I intrusiva och metamorfa bergarter som har en långsam avkylningshastighet har biotit en blockeringstemperatur på ca 300-350ºC. Vid snabbkylda intrusiva bergarter ger biotitåldern tidpunkten för både intrusion och avkylning (McDougall & Harrison 1999). Hos biotit varierar dock blockeringstemperaturen med dess sammansättning. Järnrik biotit har högre diffusion vilket 14 leder till lägre blockeringstemperaturer (Harrison et al. 1985 i Dickin 1995). Vid måttlig avkylningshastighet har blockeringstemperaturen för muskovit antagits till ca 350ºC (Purdy & Jäger 1976; Jäger 1979 i McDougall & Harrison 1999) och för hornblände med ideal sammansättning kring 500ºC (Hanson & Gast 1967; Harrison 1981 i McDougall & Harrison 1999). Genom att interpolera åldrarna för mineral med olika blockeringstemperturer från samma område kan en avkylningshistoria erhållas. 40 Ar/ 39 Ar-åldrar för hornblände, biotit, muskovit och kalifältspat ger därmed en avkylningshistoria i temperaturintervallet ca 500-150ºC (McDougall & Harrison 1999). 3.4.5 Daterbara mineral med 40 Ar/ 39 Ar-metoden Mineral med K bundet i sitt kristallgitter är de som är bäst lämpade för datering med K/Ar- och 40 Ar/ 39 Armetoderna. Dessa mineral måste dock ha mätbara halter av både K och Ar*. Förutom att man daterar olika mineral separat kan man för en del finkorniga bergarter datera hela bergarten (McDougall & Harrison 1999). Nedan följer en presentation av de mineral som daterats och vad som är speciellt för dessa vid datering med 40 Ar/ 39 Ar-metoden. Kalifältspat (KAlSi 3 O 8 ) innehåller upp till 14% K och ger ofta tillförlitlig temperatur-tid information (McDougall & Harrison 1999). Kalifältspat är stabilt under upphettning i vakuum till höga temperaturer och ger plana åldersspektra förutsatt att bergarten inte har blivit termalt påverkad (McDougall 1981, 1985; Hess & Lippolt 1986; Lippolt et al. 1986 i McDougall & Harrison 1999). Kalifältspat som förekommer i vulkaniska bergarter som inte utsatts för metamorfos är ideala för 40 Ar/ 39 Ar-datering och ger åldern för vulkanismen. Intrusiva bergarter med en långsam avkylningshastighet innehåller ofta kalifältspat som avblandats i en kaliumrik och en natriumrik fas och bildat pertitoch mikropertitstrukturer. Diffusionsavståndet för argon i de tunna pertitlamellerna är kort vilket gör att kalifältspat har låg blockeringstemperatur och är orsaken till att de tidiga K/Ar-dateringarna på kalifältspat generellt gav för låga åldrar (Foland 1974; Harrison & McDougall 1982 i McDougall & Harrison 1999). Biotitgruppen tillhör glimmermineralen och innehåller mellan 7,4-9,1 % K (McDougall & Harrison 1999). Sammansättningen varierar mellan Mgändledet flogopit (K 2 (Mg,Fe) 6 Si 6 Al 2 O 20 (OH) 4 ), Feändledet annit (K 2 (Mg,Fe) 6 Si 6 Al 2 O 20 (OH) 4 ) och siderofyllit (KFe 2 Al(Al 2 Si 2 )O 10 (F,OH) 2 ) (Anthony et al. 1995: 2:2). Vanligtvis kallas den mer järnrika delen biotit. Biotit lämpar sig väl för 40 Ar/ 39 Ar-geokronologi då den erhållna åldern är relaterad till bergartens avkylningshistoria (McDougall & Harrison 1999). Den ideala sammansättningen av muskovit är K 2 Al 4 Si 6 Al 2 O 20 (OH,F) 4 vilket tillåter upp till 9,7 % K i strukturen. Muskovit har god förmåga att bibehålla 40 Ar* i strukturen och används därför ofta både för K/Ar- och 40 Ar/ 39 Ar-studier (McDougall & Harrison 1999).

Amfibol har den generella formeln A 0-1B 2 C 5 vi T 8 iv O 22 (OH,F,Cl) 2 där A = Ca, K, Na, Pb; B = Ca, Fe 2+, Li, Mg, Mn 2+, Na; C = Al, Fe 2+, Fe 3+, Li, Mg, Mn 2+, Mn 3+, Ti och T = Al, Be, Fe 3+, Si, Ti (Anthony et al. 1995: 2:1). Amfibol kan innehålla upp till 2 % K men innehåller vanligtvis 0.1-1.0 %. Hornblände är den vanligaste amfibolen som används för datering och har den ideala formeln (Ca,Na,K) 2-3 (Mg,Fe,Al) 5 (Si 7 AlO 22 )(OH) 2. Hornblände har extremt god förmåga att bibehålla 40 Ar* och har relativt låga koncentrationer av atmosfäriskt argon (McDougall & Harrison 1999). 3.4.6 Provbeskrivning Sex olika prover insamlades för 40 Ar/ 39 Ar-datering, (se Fig. 3. för lokalisering av provlokaler). Prov KH-ME1 och 2 är insamlade utanför Hamrångesynklinalen medan prov KH-ME3-6 är insamlade från Hamrångesynklinalen. Tunnslip preparerades och mikroskoperades, och ett eller två mineral från varje prov valdes ut för geokronologi. De utvalda amfibolerna har inte med säkerhet hornbländesammansättning utan kan vara en närbesläktad amfibol. Av den anledningen har termen sensu lato (s. l.) används. 3.4.6.1 Utanför Hamrångesynklinalen Prov KH-ME1, N6752301/Ö1564322, är en amfibolit provtagen i ett stenbrott strax söder om Hamrångesynklinalen (Fig. 3). Från amfiboliten har hornblände (s. l.) daterats. Bergarten har en kornstorlek på ca 0,5-1 mm, med enstaka amfiboler upp till 3 mm. Mikroskopering visar att bergarten består av hornblände (s. l.), plagioklas, kvarts, biotit och opaker. Plagioklas är delvis nerbruten och förekommer både med och utan tvillingar. Kvarts är generellt finkornigare än övriga mineral. Prov KH-ME2, N6752301/Ö1564322, är en migmatitisk gnejsgranit från samma lokal som KH- ME1. Från detta prov har kalifältspat och biotit daterats. Gnejsgraniten är ojämnkornig, (finkornigare i de mörkare partierna) med en kornstorlek på ca 1-5 mm. Bergarten består av pertitisk mikroklin, kvarts, plagioklas, nerbruten fältspat, biotit och ortoklas. 15 3.4.6.2 I Hamrångesynklinalen Prov KH-ME3, N6763947/Ö1571337, är en fältspatsporfyr ur vilken kalifältspat separerats. Bergarten har ett finkornigt matrix med kornstorlek upp till ca 0,5 mm. Både rundade fältspats- och kvartsfennokryster förekommer, dessa är 1-3 mm respektive 1-5 mm. Matrix består av kvarts, fältspat och biotit. Fältspatsfennokrysterna är poikilitiska och delvis nerbrutna. En del av kvartsfennokrysterna består av flera mineralkorn. Bergarten består även av biotit, amfibol, epidot, klorit, kalcit och opaker. Prov KH-ME4, N6762999/Ö1570129, är en amfibiolitiserad, folierad vulkanit. Från amfibioliten har hornblände (s. l.) daterats. Bergarten har en kornstorlek på ca 0,05-2 mm. Bergarten består av kvarts, fältspat, apatit, hornblände (s. l.) och biotit. Hornblände (s. l.), biotit och en del av fältspaterna har en större kornstorlek. Fältspaterna är poikilitiska och delvis nerbrutna. Prov KH-ME5, N6758500/Ö1568631, är en kvartsit insamlad från ett större avbanat område där berggrunden till stor del är blottad. Från kvartsiten har muskovit daterats. Bergarten har en kornstorlek på ca 0,05-1 mm och består av kvarts och muskovit. Muskoviten är orienterad runt kvartsen och definierar en foliation. Kvartskornen är större än muskoviten. Prov KH-ME6, N6758760/Ö1574248, är en glimmerskiffer provtagen på Fårholmen (Fig. 3) och har daterats på biotit och muskovit. En tydlig primär lagring syns i bergarten. Kornstorleken är ca 0,05-1 mm och bergarten består av kvarts, biotit och muskovit. Det fanns två typer av biotit, dels med muskovit, dels brun med rikligt förekommande halos som tyder på närvaro av zirkon, monazit eller xenotim. 3.4.7 Provpreparering Proverna tvättades noga, torkades och krossades med hammare i krossrummet på Geologiska institutionen i Lund. Mellan varje krossning tvättades knackplattan och bänken torkades av. För varje prov filtrerades stenkrosset genom en grovmaskig sikt och överfördes till en petriskål. Proverna sattes in i en ugn under ett dygn för att torka. Med hjälp av stereolupp handplockades med pincett så rena och stora mineralkorn som möjligt ur stenkrosset. Från de bergartsprov där flera analyser skulle göras lades de olika utplockade mineralen i separata petriskålar. Ungefär 30 korn plockades för varje mineral och prov. Mineralen överfördes sedan till en aluminiumdisk. 3.4.8 Laboratorieteknik De åtta proven bestrålades tillsammans med en TCR sanidin-standard (28.34 Ma; Renne et al. 1998) i 35 timmar i NRG-Petten HFR RODEO reaktorn i Holland. J-värdet som är en bestrålningsparameter som styr effektiviteten av neutronflödet beräknades med 0,25% precision. Proverna analyserades av Laurence Page på Geologiska institutionen vid Lunds Universitet i 40 Ar/ 39 Ar-geokronologiska laboratoriet. Laboratoriet består av en Micromass 5400 masspektrometer utrustad med Fardaykoppar och elektronmultiplikator. Masspektrometern har en extraktionsdel bestående av två SAES C50-ST101 Zr-Al-renare (getter) och ett kylfinger (cold finger) som håller ca -155ºC med hjälp av en Polycold P100 cryogenic frysenhet. Ett till flera korn av kalifältspat, biotit, muskovit och hornblände (s. l.) placerades i provhållare i en koppardisk. Proverna uppvärmdes stegvis av en ofokuserad 50 W CO 2 - laser. Lasern rastrerades över provet för att skapa en jämn uppvärmning. Den analytiska processen är helt automatiserad och styrs av en Macintosh OS 10.2 med mjukvara som är utvecklad av Berkeley Geochronology Center men har modifierats speciellt för laboratoriet i Lund.

4 Resultat 4.1 Bergartsbeskrivning och petrografi Bergarterna i det undersökta området består av olika typer av vulkaniter som delats in i ett antal grupper efter uppskattat innehåll av synlig kvarts och generellt utseende. Dessa grupper utgörs av mörk mafisk vulkanit, mafisk lava, mafisk pyroklastit, mafiskintermediär vulkanit, felsisk-intermediär vulkanit, felsisk vulkanit, ljust skarn, växellagrad bergart och mineraliserade bergarter. En beskrivning av karaktäristiska drag för bergarterna i de olika grupperna följer nedan. Många av de karterade lokalerna utgörs av mer än en bergart och i Appendix I finns en detaljerad beskrivning av respektive lokal. De mafiska bergarterna och några av de mafisk-intermediära vulkaniterna har klassificerats utifrån deras vittringsegenskaper, om de vittrar homogent eller ojämnt, (gropigt). Utifrån de karterade lokalerna och strukturmätningar i fält har en karta framställts (Fig. 7). På kartan syns förutom den tolkade utbredningen av de ovan nämnda bergarterna, om de är fältspats- kvarts- eller amfibolporfyriska, var pegmatit har förekommit, samt formlinjer. Formlinjerna är en sammanfattad tolkning av strukturmätningarna. Intolkat på kartan finns också mylonitzoner, protomylonitzoner och deras tolkade fortsättning. På kartan finns även lokalerna med respektive lokalnummer utskrivet. Förutom en beskrivning av respektive grupp utifrån fältobservationer presenteras resultaten av petrografin för respektive grupp. Sammanfattningsvis är vulkaniterna, framför allt de mafiska, i området till stor del kalksilikatomvandlade. De olika bergarterna skiljer sig mycket ifrån varandra, både mellan de olika grupperna men även inom samma grupp. Allmänt kan sägas att nästan alla bergarter är folierade men att kinematiska indikatorer som visar rörelseriktningen i de observerade skjuvzonerna förekommer ytterst sparsamt. Procenthalten av de bergartsbildande mineralen är baserad på punkträkningar som utfördes på 14 av slipen. 4.1.1 Mörk mafisk vulkanit Den mörka mafiska vulkaniten är relativt grovkornig (~2 mm) och vittrar generellt homogent (Fig. 6). Bergarten förekommer som linser i den mafiska lavan (Fig. 7). Endast ett slip (09b) preparerades från gruppen mörk mafisk vulkanit. Det är därför svårt att dra några slutsatser om hur denna bergart varierar i tunnslip. Bergarten består av amfibol, biotit, kvarts, fältspat, opaker och titanit. Den provtagna bergarten är inte kalksilikatomvandlad. Slipet innehåller partier med amfibol i ett finkornigt matrix av kvarts och fältspat samt områden med amfibol och biotit i samma matrix. Amfibolen är mer prismatisk när den förekommer med biotit. Opak uppträder delvis utmed foliationen. En del av dessa har en bård av titanit. I slipet finns ett område som visar C-S fabric (Fig. 8A), som indikerar att det övre blocket förflyttats uppåt åt väster. Slipet har punkträknats. Fig. 6. Den mörka mafiska vulkaniten från lokal 09. 4.1.2 Mafisk lava och mafisk pyroklastit De flesta mafiska lavorna vittrar gropigt, men vittringen varierar och lavor som vittrar homogent förekommer också. Många av de mafiska lavorna innehåller glimmerrika lager och ljusa sliror. Kornstorleken varierar mellan finkornig till relativt grovkorning, (upp till 2 mm). Den mafiska lavan är framför allt jämnkornig men fältspatsporfyriter och varianter med amfibolporfyroblaster har observerats (Fig. 9). Underordnat förekommer kuddlava. Bergarten förekommer framför allt i de centrala delarna av det karterade området. Bergarten är tolkad att ligga stratigrafiskt mellan den undre felsisk-intermediära vulkaniten och den mafiskintermediära vulkaniten (Fig. 7). Den mafiska pyroklastiten innehåller liksom de mafiska lavorna ljusa sliror och glimmerrikare lager och är emellanåt svagt gropvittrad. Bergarten är primärt lagrad med ljusare och mörkare planparallella lager (Fig. 10). Bergarten förekommer som ett antal linser i den mafiska lavan (Fig. 7). Åtta slip tillverkades från bergartsgrupperna mafisk lava och sju av dessa (09a, 21b, 24, 35, 40, 53 och 66) har tolkats som mafiska lavor medan en (42a) troligen är en mafisk pyroklastit. Kalksilikatomvandlade mafiska vulkaniter (09a, 24, 40, 42a och 53) innehåller klinopyroxen av varierande mängd, från ca 3 % (40) till 39 % (42a) (Fig. 8B). Alla vulkaniter innehåller även amfibol, plagiok- 16

las, kvarts, titanit och opaker. Fyra av de fem slipen (09a, 24, 42a, 53) innehåller kalcit. Slip 09a, 24 och 42a innehåller zirkon, 42a, 53 zoisit, 09a klinozoisit och 53 brun biotit. Två av slipen (09a, 40) är relativt jämnkorniga. I slip 09a finns några större kristaller av klinopyroxen (Fig. 8C) och i slip 40 varierar klinopyroxen i storlek. Slip 24, 42a och 53 är ojämnkorniga med ett matrix av kvarts och plagioklas. I slip 24 finns det också finkorniga kristaller av amfibol och klinopyroxen. Klinopyroxen förekommer framför allt i lager medan amfibol finns mellan lagren. Gränsen mellan klinopyroxen och amfibol är i vissa slip mycket skarp, i andra diffus. I ett slip (24) minskar amfiboltätheten mot klinopyroxenlagret, och i ett annat (40) finns rik- Fig. 7. Geologisk karta över det karterade området i västra delen av Hamrångesynklinalen. Se Fig. 3. för figurens utbredning. Gjord med Lantmäteriets Gröna Karta som underlag. I figuren syns de olika bergarternas utbredning och var de är porfyriska och var pegmatit förekommer. I figuren är också formlinjer och skjuvzoner inritade. 17

Fig. 8. Skalstrecket är 1 mm. A. 09b i planpolariserat ljus. I figuren finns amfiboler som visar ett C-S fabric. Övriga mineral är kvarts och plagioklas och underordnat biotit och opaker med titanitbård. De små prickarna är luftbubblor från sliptillverkningen. B. 42a i planpolariserat ljus. I figuren syns ljusgröna klinopyroxen och mörkgrön amfibol. Amfibol ligger i sprickor och runt klinopyroxen. I figuren syns ett par stora titaniter, Ti, i övre delen av figuren, dessa har samma riktning som foliationen. Zoisit, Zo, förekommer också, så även kvarts och plagioklas. Det brunröda i figuren är rost. C. 09a i korspolariserat ljus. I den centrala delen av figuren finns ett större klinopyroxenkorn, Cpx, på sidorna av klinopyroxenkornet finns klinozoisit, Czo i tryckskugga. I den övre delen av figuren finns färgglad klinopyroxen. D. 24 i planpolariserat ljus. I figuren syns de större amfibolerna med ett delvis fibröst utseende och finkornigare kvarts och plagioklas. E. 53 i korspolariserat ljus. I de centrala delarna av figuren finns zoisit som prismor och nålar. Runtomkring finns amfibol med inneslutningar av kvarts och plagioklas. F. 66 i planpolariserat ljus. Figuren visar de ehudrala amfiboler som till stor del förekommer i klumpar. I figuren finns även kvarts och plagioklas och underordnat opaker. 18

Fig.9. Den mafiska lavan från lokal 18a. Pennans riktning visar den allmänna riktningen på de ljusa slirorna och groparna. ligt med klinopyroxen i lager samt som små anhedrala kristaller i övriga delar av slipet. I ett slip (42a) finns det amfibol som är yngre än klinopyroxen. Denna amfibol ligger i sprickor och runt klinopyroxen (Fig. 8B). I ett slip (09a) har amfibol en tydligt föredragen orientering medan klinopyroxen är slumpmässigt orienterad. Några större klinopyroxener har en prismatisk form (42a). Klinopyroxenen är mer kompetent än övriga mineral. I många av slipen förekommer titanit, ibland mycket rikligt, upp till ca 5 % (42a). En del av de avlånga titaniterna följer foliationen (Fig. 8B). I två av slipen (24, 53) har amfibol ett fibröst utseende (Fig. 8D). I dessa amfiboler finns inneslutningar av framför allt kvarts och plagioklas som är finkornigare än matrix. Zoisit förekommer i slip 42a och 53 främst som nålar eller prismor i brungrå omvandlade partier (Fig. 8B, 8E). Biotit och zoisit förekommer i samma slip (53) dock inte i samma partier inom slipet. Större zoisitförande, brungråomvandlade områden förekommer framför allt i klinopyroxenlager. Ett slip (09a) innehåller klinozoisit som ligger i tryckskugga till några stora klinopyroxenkorn (Fig. 8C). Slip 40, 42a och 53 har punkträknats och prov 42a har Rietveldanalyserats. Slip 66 innehåller amfibol, kvarts, plagioklas, opaker, titanit och karbonat i en spricka (Fig. 8F). Slipet är ojämnkornigt. Det finns ett band med stora kvarts- och plagioklaskristaller som korsar slipet. I övriga delar av slipet varierar kornstorleken men huvuddelen av amfibol, kvarts och plagioklas är finkornig. Amfibol förekommer till övervägande del i klumpar. Många av amfibolerna är euhedrala. En del av de stora amfibolerna har många små inneslutningar. Detta prov har inte kalksilikatomvandlats. Inte heller prov 35 verkar ha omvandlats på samma sätt som de övriga. Bergarten består av amfibol, brun biotit, plagioklas, kvarts, titanit och opaker (Fig. 11A). Kornstorleksfördelningen är jämnkornig, dock så varierar amfibol något i storlek. Slipet innehåller biotit i mycket större mängd, ca 9 %, till skillnad från de andra slipen där endast ett innehåller biotit (ca Fig. 10. De planparallella lagren i den mafiska pyroklastiten från lokal 52. 1 %). Amfibol ligger, liksom biotit, i olika riktningar. Somliga avlånga amfiboler definierar en foliation. Slipet har punkträknats. Slip 21b innehåller amfibol, mörkgrön biotit, kvarts, plagioklas, titanit och opaker (Fig. 11B). De mörka amfibolerna har en större kornstorlek än övriga mineral vilka annars har jämn kornstorlek. Amfibolerna varierar i färg från mörk- till relativt ljusgrön. De mörka amfibolerna finns i ena kanten av slipet samt i några centala lager. Dessutom finns en kant av mörk amfibol runt de ljusa amfibolerna. Ett lager av mellanljus amfibol förekommer också, detta är uppbyggt av många små sammansvetsade amfiboler (Fig. 11B). De ljusa amfibolerna är avlånga med ojämna kanter. En del av amfibolerna mellan lagren har en föredragen riktning. En något föredragen riktning av amfibolerna ger en relativt osäker rörelseriktning som indikerar att det övre blocket förflyttats uppåt åt väster. I slipet finns gott om titanit. Biotiterna är mycket små och förekommer med de ljusa mfibolerna. 4.1.3 Mafisk-intermediär vulkanit Den mafisk-intermediära vulkaniten är delvis glimmerrik eller innehåller glimmerrika lager. Bergarten vittrar framför allt homogent men varianter som vittrar mer gropigt förekommer. Ljusa sliror och mer mafiska lager förekommer. Bergarten är framför allt jämnkornig men det finns varianter som är porfyriska med fenokryster av fältspat, kvarts eller amfibol. Bergartens kornstorlek varierar men är vanligtvis finkornig (<1 mm) (Fig. 12). Bergarten förekommer i östra delen av området samt som några mindre linser i den mafiska vulkaniten (Fig. 7). Den mafisk-intermediära vulkaniten är tolkad att ligga stratigrafiskt över den mafiska vulkaniten och stratigrafiskt under den övre felsiskintermediära vulkaniten. Enligt petrografin är de mafisk-intermediära vulkaniterna mycket mer inhomogena till utseendet och mineralinnehåll än vad de mafiska vulkaniterna är. Av denna anledning beskrivs varje slip individuellt. 19

Fig. 11. Skalstrecket är 1 mm. A. 35 i planpolariserat ljus. I figuren syns grön amfibol och brun biotit samt kvarts och plagioklas och underordnad opak. B. 21b i planpolariserat ljus. I mitten av figuren finns ett lager av mellanljus amfibol som är uppbyggt av många små sammansvetsade amfiboler. Runt en del av de ljusa amfibolerna syns en kant av mörk amfibol. I figuren syns förutom kvarts och plagioklas, opak och titanit. C. 78 i planpolariserat ljus. I de centrala delarna av figuren finns ett ovalt område med ljus amfibol. Runt detta område finns mörk amfibol som är orienterad. D. 42b i planpolariserat ljus. Figuren visar krenulerad biotit med mörkare biotitrika ben och ljusare kvarts- och plagioklasrika ben. De mörka fläckarna i biotit är halos. E. 42b i planpolariserat ljus. Figuren visar en granat med inneslutningar som visar en horisontell foliation. Denna foliation är i hög vinkel till den vertikala foliation som syns i omgivande biotit. Omgivande biotit är krenulerade och krenuleringsfoliationen sammanfaller med foliationen i granaten. F. 47 i planpolariserat ljus. I figuren syns förutom mörkgrön klorit, brun biotit och ljusgrön epidot, Ep. 20

Ett av slipen (79) innehåller amfibol, brun biotit, klinopyroxen, kvarts, plagioklas, zoisit och opaker. Bergarten är ojämnkorning då kvarts och plagioklas i klinopyroxendelen är finkornigare. Biotit är större än övriga mineral. Provet påminner mycket om de mafiska kalksilikatomvandlade vulkaniterna men innehåller mer biotit och något mer kvarts och plagioklas än dessa. Zoisit uppträder tillsammans med brungrå omvandlade partier och klinopyroxen men inte tillsammans med biotit. I områden med biotit är det något tätare med amfibol. Detta beror troligen på primära sammansättningsskillnader. Opaker förekommer framför allt tillsammans med klinopyroxen. Foliationen definieras av de prismatiska amfibolerna och biotiterna. Slipet har punkträknats. Slip 78 som är jämnkornigt innehåller brun biotit, mörk amfibol, ljus amfibol, kvarts och plagioklas. Den ljusa amfibolen förekommer i avgränsade ovala områden (Fig. 11C), som även är rikare på kvarts och plagioklas än övriga delar av slipet. Den ljusa amfibolen har varit mer kompetent under deformationen, dessa visar därför inte foliationen som finns i övriga slipet. Slip 32 innehåller liksom det föregående både mörk och ljus amfibol, brun biotit, kvarts och plagioklas men även kalcit och opaker. Bergarten är relativt jämnkornig, både amfibol, kvarts och plagioklas varierar något i storlek. Den ljusa amfibolen ligger dock inte i speciella områden utan finns i hela slipet. Slipet har ett allmänt grumligt utseende. Amfibolerna är något avlånga och relativt orienterade. De har ojämna korngränser som ökar med grumligheten. I slipet finns mycket gott om opaker, som i de flesta fall är ganska små. I anslutning till några av de större opakerna förekommer biotit. Att bergarten innehåller kalcit indikerar att bergarten blivit kalksilikatomvandlad. En av bergarterna (42b) består av brun biotit, granat, kvarts och plagioklas. Granat är större än övriga mineral, biotit varierar i storlek och kvarts har samma storlek som de icke stora biotiterna. I biotit finns gott om halos vilket tyder på förekomst av antingen zirkon, monazit eller xenotim. Bergarten är mycket rik på biotit som är asymmetriskt krenulerad med biotitrika respektive kvarts- och plagioklasrika ben (Fig. 11D). Granat har inneslutningar som visar en lagring eller en äldre foliation i hög vinkel till en senare foliation. Den äldre foliationen sammanfaller med krenulationsfoliationen (Fig. 11E). Inneslutningarna i granaten är mycket mindre än matrix. Biotit böjer av runt granat. Granat har växt till efter att en äldre foliation har bildats men innan en senare foliation som är krenulerad bildades. Man kan därför säga att granat är intertektonisk mellan den första och andra deformationen. En tredje deformation har skapat krenuleringen. I slipet finns tabulära fältspater med inneslutningar av kvarts. Dessa kristaller har en senare påväxt av fältspat utan inneslutningar. Detta tyder antingen på att fältspaterna har växt till i två omgångar eller att ytterkanten har växt till i slutfasen av samma tillväxtomgång. Slipet har punkträknats. Slip 47 som är jämnkornigt innehåller brun biotit, klorit, kvarts, plagioklas, mikroklin och epidot (Fig. 11F). Kloriten är retrograd och har ersatt biotit. Biotiten ligger runt kvarts och fältspat som har runda former. I anslutning till klorit förekommer epidot. Fig. 12. En glimmerrik mafisk-intermediär vulkanit från lokal 42b. 4.1.4 Felsisk-intermediär vulkanit Den felsisk-intermediära vulkaniten är till övervägande del lagrad med ljusa och glimmerrika lager. De glimmerrika lagren är framför allt en till två cm breda medan lagertjockleken varierar kraftigt för de ljusa lagren med ca 1 cm till 5 dm. Vulkaniten är framför allt finkornig (<0,5 mm). Cylinderformade fragment ca 5 x 1 cm stora har observerats (Fig. 13). Bergarten förekommer som linser i de felsiska, mafiska och mafisk-intermediära vulkaniterna (Fig. 7). Stratigrafiskt är den felsisk-intermediära vulkaniten tolkad att förekomma i två horisonter, dels mellan den felsiska vulkaniten och den mafiska vulkaniten och dels överst i stratigrafin överlagrande den mafisk-intermediära vulkaniten. Fig. 13. Felsisk-intermediära vulkanit från lokal 83. På fotot syns tre cylinderformade fragment som är parallella med fotots nederkant. 21

Enligt petrografin utgör de felsisk-intermediära vulkaniterna en heterogen grupp med stora interna variationer. Varje slip beskrivs därför var för sig. En av bergarterna (17a) består av amfibol, brun biotit, granat, kvarts, plagioklas och opaker (Fig. 14A). Granat i bergarten är större än de övriga mineralen och kvarts och plagioklas är finkornigare i visa stråk. En foliation utgörs av amfibol och biotit. Biotit förekommer bara utmed vissa stråk. Granat är poikilitisk och har inneslutningar av amfibol som inte är orienterade. Detta indikerar att granat har växt till efter bildandet av amfibol men innan deformationen som skapade foliationen. Foliationen böjer dessutom av runt granaterna men inga kinematiska indikatorer har observerats. Opaker är rikligt förekommande. Slipet har punkträknats och bergarten Rietveldanalyserats. Slip 37 innehåller fibrolit, brun biotit, muskovit, kvarts, plagioklas, pertitisk mikroklin och zirkon. Bergarten är jämnkornig bortsett från fibroliten som är finkornigare. I slipet förekommer linsformade kluster av fibrolit som är påverkad av en deformation (Fig. 14B). Rörelseriktningen framgår inte i fibroliten eftersom den är symetriskt fördelad. Dock har en del av klusterna en pseudomorf kärna som är ersatt av fibrolit Fig. 14. Skalstrecket är 1 mm. A. 17a i planpolariserat ljus. I figuren syns granat med inneslutningar av oorienterad amfibol. Runtom granaten finns amfibol och biotit som är orienterad. I figuren syns även små opaker. B. 37 i planpolariserat ljus. I figuren syns fibrolit i ett linsformat kluser. I de centrala delarna av klustret syns en pseudomorf kärna med formen av en deltaporfyroklast med en sinistral rörelse. Runtomkring klustret finns brun biotit. C. 14a i planpolariserat ljus. I de centrala delarna av figuren syns en vagt utformad biotitfisk. Ovanför biotitfisken finns ett band med kvarts. D. 25 i planpolariserat ljus. I figuren syns brun biotit av olika storlek och grön klorit, Cl. I mitten av figuren finns även ett platy quartz band. E. 81 i planpolariserat ljus. I figuren syns kärvig amfibol med inneslutningar av kvarts och plagioklas. I figuren syns även opaker. 22

och en av kärnorna visar formen av en deltaporfyroklast med en skenbar sinistral rörelse (Fig. 14B). Eftersom slipet är oorienterat kan kinematiken inte visas. Muskovit finns insprängt bland fibroliten framför allt i ett område mellan den pseudomorfa kärnan och vingarna. Deformationen syns även i biotit i övriga slipet. Biotit böjer endast lätt av runt klusterna. I slipet finns det gott om små anhedrala granater utan inneslutningar eller sprickor. Biotit viker inte av runt dessa granater. De flesta granater är helt runda men i slipet finns dock en avlång granat. Denna granat är orienterad med den långa sidan i foliationsriktningen. Detta indikerar att granaterna antagligen har vuxit till under deformationens senare del. En del mikroklin har gott om inneslutningar av kvarts. Slip 14a innehåller brungrön biotit, amfibol, mikroklin, kvarts, plagioklas och kalcit (Fig. 14C). Några av amfibolerna är större än övriga kristaller och det finns större kvartskristaller i vissa stråk. Amfibolerna ligger koncentrerade i ett antal stråk. Bergarten är kraftigt deformerad och platy quartz har bildats. I slipet finns vagt utbildad biotitfisk som indikerar att det övre östra blocket förflyttats neråt åt öster. Kvartsen visar på korngränsmigrationsrekristallisation (grainboundry migration). Kalcit visar på att bergarten kalksilikatomvandlats. Slipet påminner om slip 46, se nedan. 4.1.5 Felsisk vulkanit Den felsiska vulkaniten är finkornig, oftast jämnkornig men fältspats- respektive kvartsporfyriska varianter förekommer. Bergarten innehåller ofta kvartsådror som delvis deformerats. Biotitrika lager och utdragna mörka linser med amfibol förekommer (Fig. 15). Den felsiska vulkaniten förekommer framför allt i de västra och norra delarna av det karterade området (Fig. 7). Stratigrafiskt ligger denna underst, under en felsiskintermediär vulkanit. Flera mylonit- och protomylonitzoner förekommer i den felsiska vulkaniten (Fig. 7). Enligt petrografin är den felsiska vulkaniten generellt homogen. Fem slip tillverkades från denna grupp och alla slip utom ett påminner mycket om varandra. Slip 46 som är jämnkornigt innehåller amfibol, mikroklin, kvarts, plagioklas, titanit, zirkon, kalcit och lite biotit. Till skillnad från de andra slipen från de felsiska vulkaniterna innehåller slipet amfibol och kalcit. Amfibolerna ligger i olika riktning men är koncentrerade till tätare band. Bergarten har grövre kornstorlek än de andra felsiska vulkaniterna. Slipet påminner om slip 14 som tillhör de felsisk intermediära vulkaniterna och har påverkats av kalksilikatomvandling. Slipet har punkträknats. De övriga slipen från denna grupp (25, 28, 31a, 50) innehåller biotit, plagioklas och omkristalliserad kvarts. Dessutom innehåller slip 25 klorit, slip 28 och 50 mikroklin och slip 28 muskovit. Slipen är något ojämnkorniga då det finns större kvartskristaller i band (Fig. 14D). I alla slip utom ett (50) varierar även biotit i storlek. Färgen på biotit varierar från brun till grön med en övervikt åt grön. Brun biotit i slip 25 har i viss mån retrogradomvandlats till klorit (Fig. 14D). Biotiten ligger parallellt och ger en tydlig foliation. Storleken på biotit varierar, från små biotiter i alla slip till stråk med relativt stora biotiter i ett par av proven (25, 28) (Fig. 14D). I flera av slipen finns platy quartz. Slip 25 innehåller stora kvartskorn vilka varit mer kompetenta under deformationen än matrix. Slip 25 och 28 har punkträknats. Fig. 15. En mylonitiserad felsisk vulkanit från lokal 28. 4.1.6 Ljust skarn Det ljusa skarnet är underordnat. Bergarten är homogen, grovkornig och skarnomvandlad. Bergarten förekommer som en lins i den mafisk-intermediära vulkaniten (Fig. 7). Slip 81 består till största del av amfibol men innehåller även kvarts, plagioklas, titanit och opaker (Fig. 14E). Amfibol är mycket större än matrix vilket består av kvarts och plagioklas. Amfibolen är kärvig och har gott om små inneslutningar av kvarts och plagioklas. Amfibolen har en undulös utsläckning vilket tyder på intern strain. I slipet finns ingen föredragen riktning på amfibolen. Titanit förekommer rikligt runt opaker. Slipet har punkträknats och bergarten Rietveldanalyserats. 4.1.7 Växellagrad vulkanit Den växellagrade vulkaniten består av felsiska och mafiska lager i samma proportioner. Bergarten förekommer som ett par mindre linser i den mafiska lavan (Fig. 7). I slip 17b finns i en gradvis övergång från mörkgrön till ljusgrön amfibol (Fig. 16A, 16B). Bergarten innehåller även kvarts, plagioklas och opaker. I områden med den ljusa amfibolen är bergarten jämnkornig medan i delen med mörk amfibol är dessa större än kvarts och plagioklas. De mörka amfibolerna är mindre avlånga än de ljusa amfibolerna. I övergången 23

är de mörka amfibolerna lika stora och lika avlånga som de ljusa. Sprickor läkta av kvarts och fältspat förekommer. Dessa områden innehåller mörk amfibol. I bergarten finns det gott om opaker som är ganska små. Slipet har punkträknats. 4.1.8 Mineraliserad bergart Den mineraliserade bergarten har en karaktäristisk rostig yta och är rik på sulfider. Bergarten innehåller även granat ibland mycket rikligt. Den är ofta växellagrad med lager bestående av granat, kvarts respektive mörka mineral (Fig. 17). Bergarten förekommer som ett antal linser framför allt i anslutning till kontakten mellan den mafiska lavan och den mafiskintermediära vulkaniten men även underordnat i anslutning till den undre felsisk-intermediära vulkaniten (Fig. 7). Endast ett slip (18a) av de mineraliserade bergarterna har tillverkats. Detta innehåller mörk och ljusgrön amfibol, granat, klorit, kvarts, plagioklas och stora opaker. Provet är ojämnkornigt. Bergarten är lagrad med olika lager av granat, mörk amfibol, ljus amfibol och kvarts. I slipet finns mycket gott om granat som förekommer som två olika typer. Den ena typen uppträder i ett band med mer euhedrala kristaller (Fig. 16C). I dessa finns inneslutningar av amfibol med ett kvastigt utseende. Den andra typen är större, mer sönderdelad och tämligen rik på inneslutningar (Fig. 16D). Inneslutningarna är mycket finkornigare än motsvarande mineral utanför granaterna. Sprickor som finns i båda granattyperna förekommer vinkelrätt mot lagringen (Fig. 16C, 16D) och består delvis av klorit. Sprickorna fortsätter inte utanför granaterna, dvs. granat har blivit mikroboudinerad. Den ljusa amfibolen tillhör troligtvis Cummingtonite Grünerite serien. Den förekommer förutom i bandet med de euhedrala granaterna (Fig. 16C) framför allt i anslutning till de sönderbrutna granaterna och de mörka amfibolerna (Fig. 16D). Att den ljusa amfibolen förekommer i anslutning till granat utan att dessa är påverkade till formen indikerar att ljus amfibol har bildats som en reaktion mellan granat och mörk amfibol. Andra ljusa am- Fig. 16. Skalstrecket är 1 mm. A. 17b i planpolariserat ljus. Figuren visar den ljusgröna amfibolen. B. 17b i planpolariserat ljus. Figuren visar den mörkgröna amfibolen. C. 18a i planpolariserat ljus. Figuren visar euhedrala granater med kvastiga inneslutningar. Granaterna är mikroboudinerade. I figuren syns även en ljusgrön amfibol och opaker. D. 18a i planpolariserat ljus. Figuren visar en sönderdelad granat som är mikroboudinerad. Mellan granaten och den omkringliggande mörka amfibolen finns en bård av ljus amfibol. 24

fiboler som inte förekommer i anslutning till granat har en korona av turkos amfibol, detta indikerar att dessa kan ha funnits där tidigare innan en omvandling skedde. Amfibolerna, både mörka som ljusa, uppträder som större korn både utan inneslutningar och med många små inneslutningar samt som flera sammanväxta kristaller som ger ett kamouflagemönstrat utseende. Det finns några kvartssprickor som går genom slipet. Slipet har punkträknats. Fig. 17. I figuren syns de olika lagren i den mineraliserade bergarten. Lagren består av granat, kvarts och mörka mineral. Fotot är taget på lokal 48. 4.2 Punkträkning Resultatet av punkträkningen redovisas i Tabell 1 och i Fig. 18. I Tabell 1 redovisas punkträkningarna i nummerordning medan i Fig. 18 så redovisas de efter vilken kategori de tillhör. Då bergarterna är finkorniga var det svårt att skilja på kvarts och tvillingfri plagioklas. I slip 81 räknades tvillingfri plagioklas som kvarts. Tabell 1. Punkträkningsresultat Tabellen visar andelen av olika mineral i volym%. 25

4.3 Rietveldanalys De beräknade viktsprocenten av de olika mineralen från de tre Rietveldanalyserna (17a, 42a och 81) presenteras i Tabell 2. I Appendix II redovisas röntgendiffraktometerdata (rådata), diffraktogram och statistiska parametrar. I Tabell 2 finns även resultatet av punkträkningarna för de tre proven. För att kunna jämföra punkträkningarna från 17a, 42a och 81 med analyserna från Rietveldmetoden så behövdes punkträkningarna som var gjorda i volymprocent räknas om till viktprocent genom förhållandet: % = δ V vikt 100 δ V Där δ är densiteten för respektive mineral, V är volymprocent och Σδ*V är produkten av densiteten och volymprocenten för alla mineral i ett prov. Densiteterna som användes är först och främst de som användes i respektive Rietveldanalys. Då ett mineral förekom i punkträkningen men inte i Rietveldanalysen så användes densiteter från Deer et al. (1992), dessa är markerade med * i Tabell 2. Densiteten på opakfasen är pyrits eftersom detta mineral är den opakfas som dominerat i fältobservationerna. I tabellen visas även den relativa skillnaden mellan metoderna. Skillnaden redovisas som negativ då det finns mer av ett mineral i punkträkningen än i Rietveldanalysen. Även de mineral som antingen bara finns i punkträkningen eller i Rietveldanalysen redovisas som en skillnad. I Rietveldanalysen tolkades i prov 17a plagioklasen till andesin (An 50 ), amfibolen till aktinolit, biotiten till annit och granaten till almandin. I prov 42a tolkades plagioklasen till albit, amfibolen till hornblände, klinopyroxenen till hedenbergit (Mg rik), biotiten till annit och kalifältspaten till mikroklin. I prov 81 tolkades amfibolen till aktinolit, plagioklasen till andesin (An 50 ) och kalifältspaten till mikroklin. Tunnslipsbilder från de tre proven finns i Fig. 8A, 14A och 14E. Fig. 18. Stapeldiagram för punkträkningsresultaten ordnat efter kategori. 09b tillhör kategorin mörk mafisk vulkanit, 35, 40, och 53 tillhör mafisk lava, 42a mafisk pyroklastit, 42b och 79 mafiskintermediär vulkanit, 17a felsiskintermediär vulkanit, 25, 28 och 46 felsisk vulkanit, 81 ljust skarn, 17b växellagrad vulkanit och 18a tillhör kategorin mineraliserade bergarter. 26

Tabell 2. Resultat av Rietveldanalys och punkträkning för de aktuella proven. I Tabell 2 finns de densitetsvärden för respektive mineral som har använts i uträkningen, volym% från punkträkningen, de beräknade vikt% från punkträkningen, vikt% från Rietveldanalysen samt den relativa avvikelsen mellan vikt%. 4.4 Kinematiska indikatorer Förutom de tre kinematiska indikatorer som observerades i tunnslip från prov 09b, 14a och 21b, (Fig. 8A och 14C) så observerades ytterligare två i fält. I tunnslip har C-S fabric respektive otydlig mineralorientering från lokal 09b resp. 21b observerats vilket indikerar att det övre östra blocket flyttats uppåt åt väster, medan den otydliga glimmerfisken från lokal 14a indikerar en nedåtrörelse av det övre östra blocket. I fält på lokal 25 observerades ett asymmetrisk utseende (stair stepping) i dels ett kvartskorn och dels i ett glimmerrikt lager. Dessa gav samma rörelse som 09b och 21b dvs. att det övre östra blocket flyttats uppåt åt väster. En granatporfyroblast med svansar av glimmer på lokal 42b indikerar att det övre norra blocket rört sig uppåt åt söder. På lokal 65 finns dessutom en indikation i förskjutna centimetertunna glimmerrikare lager att det övre västliga blocket rört sig uppåt åt öster. 4.5 Strukturer I fält är den ursprungliga lagringen ofta tydlig, lagringen är ställvis synligt veckad av både isoklinala F 2 veck och öppna F 3 veck. F 3 vecken förekommer framför allt i de mineraliserade bergarterna medan F 2 vecken observerats i lagringen på ett fåtal platser och mera frekvent i kvartsådror. Storleken på vecken varierar från ca 2 m till en krenulering i cm skala. I fält mättes strukturer av S 0 (ursprunglig lagring), S 1 (foliation 1), S 2 (foliation 2), S 3 (foliation 3), sträckningslineation 2 och 3, skärningslineation mellan S 0 och S 2, veckaxel 2 och 3 samt axialplan 2 och 3. S 1 är tolkat att tillhöra D 1. S 2, Sträckningslineation 2, veckaxel 2 och axialplan 2 tillhör F 2 medan S 3, sträckningslineation 3, veckaxel 3 och axialplan 3 tillhör F 3. Axialplan 2 är det syftade axialplanet till F 2 och axialplan 3 är det syftade axialplanet till F 3. I Appendix III finns strukturmätningarna samt i vilken lokal de uppmätts. 27

Fig. 19. Undre hemisfären, areariktig projektion av S 0, S 1 och S 2 och skärningslineation för S 0 -S 2 samt konstruerade F 3 veckaxlar för S 0 och S 2. Veckaxlarna är 086/25 respektive 089/21. Fig. 21. Undre hemisfären, areariktig projektion av sträckningslineation 2 och 3, skärningslineation S 0 -S 2 samt veckaxel 2 och 3. För sträckningslineation 2 och veckaxel 2 finns dessutom medelvektorn utmarkerad, vilka har orienteringen 084/24 respektive 080/25. Alla strukturmätningar av S 0, S 1 och S 2 finns utmarkerade i Fig. 22. Dessa finns plottade i stereogram tillsammans med skärningslineation S 0 -S 2 (Fig. 19). I stererogrammet finns även konstruerade F 3 veckaxlar baserat på S 0 och S 2, som är orienterade i 086/25 respektive 089/21. I Fig. 23 finns alla mätningar av S 3, axialplan 2 och 3, sträckningslineation 2 och 3, skärningslineation mellan S 0 och S 2 samt veckaxel 2 och 3 utritade. Dessa är plottade i stereogram; axialplan 2 och 3 och S 3 i Fig. 20 och sträckningslineation 2 och 3, skärningslineation S 0 -S 2 samt veckaxel 2 och 3 i Fig. 21. I Fig. 20 finns dessutom en konstruerad F 3 -veckaxel baserad på mätningar axialplan 2 som är orienterad i 097/22. I Fig. 21 finns medelvektorn för sträckningslineation 2 och veckaxel 2. Medelvektorn för sträckningslineation 2 är 084/24 och för veckaxel 2 080/25. Fig. 20. Undre hemisfären, areariktig projektion av axialplan 2 och 3 och S 3 samt den konstruerade F 3 veckaxeln för axialplan 2. F 3 veckaxeln har orienteringen 097/22. 28

Fig. 22. Kartan visar inmätta S 0, S 1 och S 2. Berggrundskartan är förklarad i Fig. 7. Fig. 23. Kartan visar inmätta S 3, axialplan 2 och 3, sträckningslineation 2 och 3, skärningslineation mellan S 0 och S 2 samt veckaxel 2 och 3. Berggrundskartan är förklarad i Fig. 7. 29

Tabell 3. Sammanfattning av 40 Ar/ 39 Ar dateringsresultaten. Tabellen visar platååldern, andel frigjord 39 Ar-gas i platån och den integrerade åldern för 40 Ar/ 39 Ar-dateringarna. 4.6 40 Ar/ 39 Ar Resultaten från 40 Ar/ 39 Ar-dateringarna visas i Fig. 24 A-D för dateringar utanför Hamrångesynklinalen och i Fig. 25 A-E för dateringar i Hamrångesynklinalen. Platååldrarna, andelen av den totala mängden 39 Ar som platåerna utgör och de integrerade åldrarna finns sammanställda i Tabell 3. För utförligare redogörelse av analyserna se Appendix IV. Åldrarna markerade med * är inga platååldrar. Dessa uppfyller inte kravet på att platån utgör minst 50% av den totala frigjorda 39 Ar-gasen. För prov KH- ME6 är mängden gas som utgör platån endast 40%. Fig. 24. 40 Ar/ 39 Ar-åldersspektra från stegvis uppvärmning av prov utanför Hamrångesynklinalen; A. Hornblände (s. l.) från prov KH-ME1. B. Biotit från prov KH-ME2. C. Kalifältspat från prov KH-ME2. D. Kalifältspat från prov KH- ME2. 30

Fig. 25. 40 Ar/ 39 Ar-åldersspektra från stegvis uppvärmning av prov i Hamrångesynklinalen;. A. Hornblände (s. l.) från prov KH-ME4. B. Muskovit från prov KH-ME5. C. Muskovit från prov KH-ME6. D. Biotit från prov KH- ME6. E. Biotit från prov KH-ME6. 4.6.1 Utanför Hamrångesynklinalen Datering av hornblände (s. l.) från prov KH-ME1 (analys 1568-01) (Fig. 24A) gav en platåålder på 1786±7 Ma för 85,1% av den totala mängden frigjord 39 Ar. Åldersspektrat visar att de inledande stegen av uppvärmningen gav höga åldrar, vilket tyder på överskottsargon, resten av spektrat ger dock en väldefinierad platå. Datering av biotit från prov KH-ME2 (analys 1567-01) visas i Fig. 24B. Åldersspektrat bildar förutom något låga åldrar i början av uppvärmningen en väldefinierad platå vid 1699±7 Ma för 75,8% av den frigjorda 39 Ar-gasen. De låga åldrarna i början tyder på en mindre argonförlust i delar av provet. Daterad kalifältspat från prov KH-ME2 (analys 1570-01) gav för 31,1% av den frigjorda 39 Ar-gasen en platåålder på 1428±7* Ma. Den inledande uppvärmningen gav en hög ålder (Fig. 24C), efterkommande uppvärmningssteg gav ett drastiskt fall i ålder och därefter en långsam ökning igen. Spektrats utseende kan bero på långsam avkylning i kombination med överskottsargon i de yttre delarna av mineralkornen. Ytterligare en datering av kalifältspat från prov KH- ME2 (analys 1570-02) gjordes (Fig. 24D). Utseendet på spektrat liknar den tidigare analysen och gav en platåålder på 1401±6* Ma för 21,4% av den totala mängden 39 Ar. 4.6.2 I Hamrångesynklinalen Kalifätspat från KH-ME3 var en plagioklas och innehöll därmed för lite argon och kunde inte dateras. Resultatet av datering av hornblände (s. l.) från prov KH-ME4 (analys 1569-03) (Fig. 25A) bildar en platå på 1764±8 Ma för 78,8% av det frigjorda 39 Ar. Åldersspektrats inledande uppvärmningssteg har mycket stor spridning men ger en fin platå i övrigt. Datering av muskovit från prov KH-ME5 (analys 1564-01) gav en ålder på 1743±7 Ma (Fig. 25B) för en väldefinierad platå som motsvarar 93,4% av den frigjorda 39 Ar-gasen. 31

Muskovit från KH-ME6 (analys 1565-01) bildar en väldefinierad platå vid 1738±7 Ma för 97,9% av den totala mängden 39 Ar (Fig. 25C). Biotitprovet KH-ME6 (analys 1567-02) gav en platåålder på 1792±7 Ma för 44,4% av den totala mängden frigjort 39 Ar (Fig. 25D). Ännu en analys gjordes på biotit från prov KH-ME6 (analys 1567-03) (Fig. 25E). En platåålder på 1788±7 Ma identifierades för 45,2% av den frigjorda gasen. 5 Diskussion 5.1 Bergarterna På flera lokaler fanns det flera bergarter och kontakterna mellan dessa var ibland inte blottade. Då kontakterna var synliga var de ibland skarpa och ibland var övergången av sammansättningen gradvis. Den dominerande bergarten i området eller på lokalen har lagts som bakgrund medan övriga bergarter har ritats in som linser (Fig. 7). Om blottningsgraden hade varit bättre skulle linserna eventuellt kunna kopplas samman. I fält klassificerades de mafiska bergarterna utifrån vittringssätt. Dessa enheter gick inte att korrelera och variationerna verkar vara lokala. Detta känns naturligt om de representerar olika lavaflöden med olika egenskaper. De porfyriska varianterna gick inte heller att korrelera. Eftersom blottningsgraden är måttlig och bergartsgränserna inte följer magnetanomalierna eller höjdkurvor blir bergartsgränserna ganska osäkra. För att bestämma bergartsgränserna användes i huvudsak riktningen på de inmätta strukturerna, vilket gör att gränserna troligtvis har rätt orientering men inte nödvändigtvis ligger på exakt rätt plats. Tolkningen i sydvästra delen av kartan (Fig. 7) är något osäker eftersom blottningsgraden är låg i området. Vissa anomalier i magnetanomalikartan går inte att förklara med blottade bergarter och beror troligtvis på bergarter som förekommer på djupet. Lagerföljden är baserad på bergartskontakternas stupning och deras inbördes relation. Området är flackt och hänsyn behöver därför inte tas till topografin. Området med den felsiska och felsisk-intermediära vulkaniten som ligger som en större lins inuti den mafiska lavan är tolkad som en antiform, det är också området med den mafiska lavan som förekommer i den mafiskintermediära vulkaniten. Den mafisk-intermediära vulkaniten i den övre delen av området är däremot tolkad som en synform. Lagerföljden i området överensstämmer bättre med Thelander (1986) än med den som föreslås av Sukotjo (1995) (Fig. 26). Vulkaniterna är felsiska i botten och övergår sedan till dacitiska vulkaniter enligt Thelander (1986) som motsvaras av de felsiska vulkaniterna och de felsisk-intermediära vulkaniterna i det undersökta området. Dessa övergår enligt Thelander (1986) till basalter som i sin tur övergår till mafiskintermediära tuffiter som på liknande sätt motsvaras av de mafiska lavorna och pyroklastiterna och de mafisk- Fig. 26. Lagerföljden i Thelander (1986), detta arbete och i Sukotjo (1995). Skiffern och kvartsiten fanns inte med i detta arbete. Mäktigheten för de olika enheterna är inte skalenlig, dock är de mineraliserade bergarterna tolkade som mindre mäktiga eftersom dessa var underordnade i fält. intermediära vulkaniterna. De mafisk-intermediära vulkaniterna överlagras av felsisk-intermediära vulkaniter (Thelander 1986) som motsvaras av de felsiskintermediära vulkaniterna som ligger som linser i den mafisk-intermediära vulkaniten i det undersökta området. Det är dock möjligt att denna bergart även finns längre österut närmare kvartsiten. Sukotjo (1995) redovisar inte övergången mellan felsiska vulkaniter och daciter. Lagerföljden för de mafiska vulkaniterna visar en närmast omvänd ordning där mafisk-intermediära vulkaniter är de äldsta leden som överlagras av allt mer mafiska vulkaniter (Sukotjo 1995). Förekomst av felsisk-intermediära vulkaniter närmast kvartsiten saknas. I det undersökta området identifierades mineraliserade bergarter framför allt mellan den mafiska vulkaniten och den mafisk-intermediära vulkaniten men även underordnat i den lägre förekommande sekvensen av den felsisk-intermediära vulkaniten. De intressanta guldhalterna som prospekterades efter på 1980- talet förekom främst i en felsisk-intermediär vulkanit (Thelander 1986). Mineraliseringen förekom som en dissemination knuten till arsenikkis och motsvarar troligtvis inte den mineraliserade bergarten i det karte- 32