K • O GERUM GEOGRAFISKA RAPPORTER UMEÅ UNIVERSITET ^ 3 i-
Karel Miskovsky
BERGGRUNDSMORFOLOGISKA STUDIER ÖVER KUSTSLÄTTEN OCH NORRLANDS TERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND
Umeå 1982 Rapport A: 32
Department of Geography University of Umeå
BERGGRUNDSMORFOLOGISKA STUDIER ÖVER KUSTSLÄTTEN OCH NORRLANDS TERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND
AKADEMISK AVHANDLING, SOM MED VEDERBÖRLIGT TILLSTÅND AV REKTORSÄMBETET VID UMEÅ UNIVERSITET FÖR VINNANDE AV FILOSOFIE DOKTORSEXAMEN FRAMLÄGGES TILL OFFENTLIG GRANSKNING VID GEOGRAFISKA INSTITUTIONEN, FÖRELÄSNINGSSAL F 1, SÖDRA PAVILJONGERNA, UMEÅ UNIVERSITET, FREDAGEN DEN 28 MAJ 1982, KL 14.00
av
KAREL MISKOVSKY
UMEÅ 1982 Studies in the bedrock morphology of the coastal plain and Norrland terrain in part of Umeå commune, northern Sweden. (Berggrunds- morfologiska studier över kustslätten och Norrlandsterrängen inom delar av Umeå kommun, norra Norrland). Swedish text with a summary in English.
Karel Miskovsky, The Department of Geography, University of Umeå, Sweden.
ABSTRACT
The aim of this studv is to investigate interrelationships between bedrock relief and geological material. The area of investigation 2 covers ca 350 km and is located in the Prec ambrian bedrock in the central part of Umeå commune, in northern Norrland. The boundary between two morphologically different types of landscape, the coastal plain (kustslätten) and the Norrland terrain (Norrlands terrängen), crosses this area in a north-westerly direction.
The study area's Precambrian bedrock has been mapped in detail by the author and the results are presented in a map at the scale of 1:50,000 together with a description. The occurring rock types have been studied with regard to their resistance against physical and chemical weathering. By relating recent research experience con cerning Fennoscandia's palaeogeography, palaeoclimatology and isostasy, an appreciation is given of the character and strength of the forces of disintegration. Accordingly, it seems probable that chemical weathering was the dominant phenomenon during Silurian, Devonian, and even Carboniferous and Permian, whereas when the climate worsened sig nificantly after the Tertiary period Fennoscandia's landscape was resculptured by glacial forces. During Tertiary and Quarternary times , Pennoscandia was twice uplifted and once lowered
Statistical correlations between landscape relief, bedrock structure and rock variat ions, show that the highest sections of the landscape are dominated by resistant older gra nitoids, granitic mobilizate and veined gneisses, whereas the low-lying valleys and plains are characterized by the easily weathered biotite-plagioclase schists. Much suggests that the distinctive morphology of the coastal plain and Norrland terrain was initiated by bedrock structure and rock variations. As in some earlier works on Fennoscandia, this study attributes great importance to selective weathering in shaping the landscape.
Key words: Precambrian bedrock, Fennoscandia, morphology, Umeå weathering processes
Gerum A:32. Published by the Department of Geography, Universit y of Umeå, S-901 87 Umeå, Sweden.
ISSN 0348-0887, 108 pages.
Umeå 1982 RÄTTELSER OCH TILLÄGG TILL LITTERATURLISTAN
Innehållsförteckning: Del II: KUSTLANDSKAPET skall vara KUSTSLÄTTEN.
Sid 3: l: a stycket, 5:e raden: "med" utgår.
Sid 45: 2:a stycket, l:a raden: denudations.
Sid 50: 2: a stycket, l:a raden: palejozoiska.
Sid 50: 4:e stycket, 2:a raden: syd-västra.
Sid 54: 2:a stycket, sista raden: älvserosionen ersätts med erosions- cykeln.
Sid 55: l:a stycket, 4:e raden: "(1:3)" utgår.
Sid 66: 2:a stycket, 5:e raden (fig 19).
Sid 66: 3:e stycket, 3:e raden (fig 20).
Sid 102 De Geer, S., 1913: Karta över södra Sveriges landformer. Skala 1:500 000. Med beskrivning. De Geer, S., 1918a: Bidrag till Västerbottens geomorfologi. GFF 40 De Geer, S., 1918b: Sveriges landsdelar. Yraer, 38. Sid 102 Högbom, A.G., 1912: Uber die Glazialerosion im sc hwedischen Urgebirgs- terroin C.R.XI. Congr Geol Intern 1910. Fase 1. Stockholm. Högbom, B., 1916: Zur Meckanik der Spaltenverwerfungen, eine Studie über mittelschwedische Verwerfungsbreccien. B.G.U., 13. Högbom, A.G., Ahlström, N.G., 1924: Uber die subkambrische Landfläche am Fusse vom Kinnekulle. B.G.U., 19. Sid 104 Markgren, M., 1962: Detaljmorfologiska studier i fast berg och block- material. SGÅ 38, 123-169. Markgren, M., 1964: Geomorphological studies in Fennoscandia. Vol 11 Meddelanden från Lunds univ geograf inst avh XLIV. Sid 106 Sederholm, 1.1., 1910: Sur la g éomorphologie de la Finlande, Memoires présentés au IX:e Congr Intern Geogr. Genève 1908. Även i Fennia, 28:1. Sederholm, 1.1., 1912: Uber Bruchlinien, mit besonderer Beziehung auf die Geomorphologie von Fennoskandia. C.R. XI Congr Géol Intern Stockholm 1910, 2. Tanner, V., 1915: Studier öfver kvartärsystemet i Fennoskandias nordliga delar. III. Om landisens rörelser och afsmältning i FinsKa Lappland och angränsande trakter. Fennia, 36:1. UMEÅ UNIVERSITET UNIVERSITY OF UMEÅ GEOGRAFISKA INSTITUTIONEN DEPARTMENT OF GEOGRAPHY 901 87 UMEÅ S-901 87 UMEÅ
BERGGRUNDSMORFOLOGISKA STUDIER ÖVER KUSTSLÄTTEN OCH NORRLANDS TERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND
UMEÅ 1982 RAPPORT A:32 INNEHÅLLSFÖRTECKNING
ABSTRACT FÖRORD
DEL I: BERGGRÜNDEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND
sid 1 INLEDNING 1 1.1 Undersökningssyfte 1
2 METODIK 2
3 UNDERSÖKNINGSOMRÅDETS GEOGRAFI OCH TOPOGRAFI 3
4 UNDERSÖKNINGSOMRÅDETS GEOLOGI 4 4.1 Svekokarelska orogena zonen 4 4.2 Svekokarelska berggrunden i syd-östra Västerbotten 6 4.3 Berggrunden inom centrala delar av Umeå kommun 6 4.3.1 Metasedimentbergarter 7 4.3.2 Vulkanogena bergarter 16 4.3.3 Primorogena - synorogena intrusivbergarter 21 4.3.3.1 Äldre intrusiv av basisk karaktär 22 4.3.3.2 Äldre granitoida djupbergarter 23 4.3.4 Regenererade och mobiliserade biandbergarter 30 4.3.5 Yngre granitiska - pegmatitiska bergarter 35 4.3.6 Metamorfosen inom Umeåområdet 40 4.3.7 Struktur och spricktektonik 41
DEL II: BERGGRUNDSMORFOLOGISK DETALJSTUDIE ÖVER KUSTLANDSKAPET OCH NORRLANDSTERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND
5 INLEDNING 43
6 TIDIGARE UNDERSÖKNINGAR 44
7 NYA FORSKNINGSRÖN MED ANKNYTNING TILL FENNOSKANDIAS BERGGRUNDSMORFOLOGI 49
8 UMEÅS LANDSKAPSRELIEF OCH GEOLOGISKA MATERIAL 54 8.1 Undersökningssyfte 54 8.2 Landskapet inom Umeå kommun 54 8.3 Landskapsreliefen med hänsyn till olika parametrar 57 8.3.1 Umeåberggrundens anisotropi 57 3.3.1.1 Materialvariationer 58 3.3.1.2 Bergarternas fysikaliska och kemiska vittrings- benägenhet 60 8.3.1.3 Migmatiseringsgrad 62 8.3.1.4 Variationer i Umeåberggrundens strukturella uppbyggnad 63 sid
8.4 Regionens paleogeografi, paleoklimatologi och epeirogenetiska rörelser som mått på exogena krafters karaktär och styrka 67 8.5 Morfometrisk korrelation av georeliefen och berg grundsvariationerna 71 8.5.1 Allmänt om mor f omet ri 71 8.5.2 Den morfometriska landskapsanalysens metodik och resultat 71 8.5.3 Delanalysernas resultat 73 8.6 Umeåberggrundens relief - en produkt av selektiv vittring 86 8.6.1 Kustslättens geologiska material och geomorfologi 86 8.6.2 Norrlandsterrängens berggrundsmorfologi i rel ation till dess geologiska uppbyggnad 87
9 DISKUSSION OCH SLUTSATSER 92
10 SUMMARY 94
11 LITTERATURFÖRTECKNING 99 Exempel på selektiv vittring. Stenens topp- och basdel bildas av resistent aplit medan den nedvittrade mellan- delen består av regenererad, fältspatiserad biand bergart.
Foto: Rolf Eklund. FÖRORD
Under perioden 1975-1980 utförde författaren en berggrundskarte- ring över centrala delar av Umeå kommun. Denna undersökning var i början inriktad på att fastställa materialvariationerna i berg grunden med hänsyn till framtida byggnadsgeologiska arbeten samt makadambrytningen inom kommunen. Genom att bearbeta och samman ställa undersökningsmaterialet fick man en detaljerad bild över områdets geologiska uppbyggnad (presenteras i kartan 1:50 000).
Berggrundsmorfologin är ett ämnesområde som attraherar en berggrunds intresserad naturgeograf. Redan under fältperioden ställde sig för fattaren frågor rörande sambandet mellan landskapsutformningen och det geologiska materialet. Finns det korrelation mellan områdets bergarts-, och strukturvariationer och terrängens morfologiska gestaltning? 0m svaret är positivt, till vilken grad påverkar då berggrunden landskapsutformningen?
För att kunna svara på dessa frågor krävs det förståelse för om rådets geologiska material och historiskt-geologiska utveckling.
Av praktiska skäl indelas denna studie i två delar. I del 1 ana lyserar författaren undersökningsområdets bergartsvariationer, strukturella uppbyggnad och historiskt-geologiska utveckling. Del II är en berggrundsmorfologisk syntes baserad på relationer mellan landskapet och det geologiska materialet.
Författaren framför ett varmt tack till Doc Göran Stålhös (SGU) för värdefulla råd och granskning av avsnittet om berggrunden, till professor Erik Bylund (geografiska institutionen,Umeå) och professor Ingemar Larsson, (KTH, Stockholm) för kommentarer och granskning av den naturgeografiska delen. Vidare vill författaren tacka Vilhelm Nyberg, Gun-Britt Ivarsson och Pirjo Miskovsky för teknisk hjälp samt FD lan G Layton för översättningen av samman fattningen.
Umeå 1982
Karel Miskovsky 1
DEL I
BERGGRUNDEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND
1 INLEDNING
1.1 Undersökningssyfte
Det västerbottniska kustlandets berggrund beskrivs i Gav elins och Kullings (1955) arbete "Berggrundskarta över Västerbotten med be skrivning". Av olika anledningar (kartans skala 1:400 000, dåvarande teorier om den prekambriska berggrundens utveckling samt kustberg arternas ringa ekonomiska betydelse) ger berggrundskartan över Västerbotten en mycket förenklad bild av den västerbottniska kust berggrunden.
Det var därför nödvändigt att undersökningens första etapp ägnades åt berggrundsstudier, eftersom syftet var att i de talj studera relationerna mellan berggrunden och landskapsreliefen.
Ån i dag används den ovannämnda berggrundskartan som det enda existerande geologiska dokumentet av många geotekniker, miljö vårdare och kommunalplanerare i västerbottniska kustkommuner samt länsstyrelsen.
Behovet av en detaljerad berggrundsinventering var speciellt stort i Um eå kommun som är en expanderande kommun med Umeå som primärt centrum. Planeringen av t ex bergtäkter, bergrum och bergtunnlar är beroende av en detaljerad kännedom av de geologiska för hållandena. Inte minst den i Ume å pågående naturgeografiska, ekologiska och geokemiska forskningen utgår ofta från de geo logiska förutsättningarna.
Allt detta föranledde att berggrundskarteringen över centrala delar av Umeå kommun påbörjades år 1975. 2
2 METODIK
Fältundersökningarna utfördes etappvis under perioden 1975-1980. I syfte att lokalisera berg i dagen är fjärranalysen speciellt an vändbar inom områden belägna under högsta kustlinjen då berg topparna ofta är kalspolade.
Varje berghäll detaljundersöktes i fält och dokumenterades med hän syn till material, struktur och spricktektonik.
Bergarternas modala sammansättning (diagram 1, 2, 6, 7, 8, 9) ut fördes av författaren med hjälp av en point-counter. Beroende på kornstorleken varierar antalet observationer mellan 200-500. Slip preparaten framställdes av Wilhelm Nyberg på geografiska institu tionen, Umeå universitet. Kemiska bergartsanalyser utfördes vid institutionen för ekonomisk geologi, Högskolan i Lu leå. Element analyser erhölls genom optisk emissionsspektroskopi med plasma- exitering (OES) med induktivt kopplas plasma (ICP). Hos vissa ana lyser uppnår viktförlusten ca 10 vikt%. Det höga förlustvärdet kan enligt avdelningschefens information förklaras dels genom att alla standartkomponenter (H^O, ^2^5^ inte är representerade i ana lys resultatet, dels genom att vissa element uppträder i form av andra kemiska föreningar än oxidform, som anges i a nalysresultatet. För att kunna jämföra de undersökta bergartsgrupperna, omräknades samt liga kemiska bergartsanalyser till Nigglis värden (Tabell 2, 3, 4, 5, 6, 7). Plagioklasernas An-värde (= anortithalt) bestämdes optiskt.
Antalet utförda kemiska analyser är av ekonomiska skäl begränsat. Fördelningen av det tillgängliga analysantalet skedde efter föl jande kriterier:
1) Bergartens areella utbredning på kartbladet 2) Provtagningens och den kemiska analysens förmåga att återge den för bergartstypen karakteristiska sammansättningen.
Bergartsklassificeringen baseras på bergarternas modala mineral sammansättning enligt Streckeisen (1967). 3
För att underlätta klassificeringen av de ofta starkt omvandlade meta- vulkaniterna, kompletteras den på modala sammansättningen grundade indelningen med kemiska analyser av standardelement (Si, Ti, Fe, Mn, Mg, Ca, K, Na) samt spårelement Zr och Cr. Vulkaniternas klassifika- tion baserad på SiC^, TiC^ och Zr har utarbetats av Wine (1977). Med IUG:s (Subcommission on the systematic of Igneous Rocks 1973) rekomendationer har tillämpats vid djupbergarternas klassificering. Migmatiternas systematik utgår från Mehnert (1968). Som underlag till berggrundskartan användes topografiska kartan 1:50 000, 20 K Umeå NV, SV och SO.
3 UNDERSÖKNINGSOMRÅDETS GEOGRAFI OCH TOPOGRAFI
2 Det undersökta området upptar ca 350 km och omfattar den syd östra delen av U meå kommun (syd-östra Västerbotten). Arealen av gränsas i stora drag av topografiska kartbladet 1:50 000, 20 K Umeå NV. Umeå stad är centralt belägen på detta blad. Morfologiskt räknas Umeås östra omgivning med sitt flacka landskap, avbrutet med några få nord-sydligt orienterade, 20-30 m höga ryggar, till den s k "kustslätten". Landskapet väster om Umeå är däremot mer kuperat med bergkullar inte sällan överstigande 100 m, "Norrlands kulliga - bergkulliga terräng". Umeälven löper i stort sett diagonalt över kartbladet och skapar nord-västligt och ost- västligt orienterade erosionsdalar . I den kulliga Norrlands terrängen blottades dalbottnarnas berggrund genom den av land höjningen på nytt initierade älvserosionen.
Eftersom hela undersökningsområdet ligger under högsta kustlinjen är de mot vågorna exponerade bergryggarna kalspolade, medan dalarna liksom kustslätten oftast är fyllda med svallsediment. Detta föranleder att hällfrekvensen är tämligen god inom de kuperade områdena medan över slätterna är hällarna glest fördelade. 4
4 UNDERSÖKNINGSOMRÅDETS GEOLOGI
4.1 Svekokarelska orogena zonen
Den prekambriska berggrunden i Västerbotten utgör en del av det svekokarelska komplexet som sträcker sig från Mellansverige över södra och norra Norrland och omfattar även västra delarna av norra Finland. Som svekokarelska betraktas de prekambriska bildningar som påverkades av den svekokarelska veckningen och metamorfosen (2000-1750 milj år) eller bildades i an slutning till dessa processer (Lundqvist 1979).
Den svekokarelska orogena cykeln inleddes för ca 2000 milj år sedan (Welin 1970) med en kraftig sedimentation och ställvis vulkanism. Sedimentationen ägde rum på ett äldre kristallint underlag som upp träder i dag en, t ex i tr akten norr om Kiruna (Simonen 1960a, Welin m fl 1971). Mäktiga avlagringar av kontinentnära avsatta klastiska sediment, mest gråvackor och argilliter, bildades i Me llansverige, södra Norrland och Västerbotten. Bland Norrbottens prekambriska sediment av sannolikt epikontinentalt ursprung ingår en hel del grovklastiska led så som konglomerat och kvartsiter. Inom de sveko karelska sedimenten förekommer i mängd och sammansättning varierande inlagringar av vulkaniska bergarter. I Mellansverige och Skellefte- fältet är såväl sura som basiska vulkaniter representerade. Dessa betraktas av vissa forskare som ett resultat av öbågevulkanism knuten till subduktionszoner (Löfgren 1979, Loberg 1979). Den grå- vackedominerade Härnöserien omfattande berggrunden i Å ngermanland, östra Västernorrland och östra delarna av Västerbotten, innehåller * i motsats härtill endast sporadiska inslag av basaltiska - andesi- tiska lavor och tuffer.
På ett tidigt, primorogent - synorogent stadium intruderades den svekokarelska suprakrustalen av differentierade eruptivbergarter med gabbroid - granitisk sammansättning. Dessa primorogena intru- sioner benämnes populärt "gnejsgraniter" eller "urgraniter". 5
Under de svekokarelska veckningsfaserna som avslutades för ca 1800 milj år sedan, veckades och omvandlades alla de ovannämnda bergarterna i olik a grad. En stor del av de svekokarelska gråvackorna omvandlades till biotit-plagioklasskiffrar och gnejser och de muskovitrika, argillitiska leden gav upphov till de ådriga eller sliriga, ställvis helt mobiliserade gnejserna (Stålhös 1969, 1975). En mindre del av gråvackorna visar dock en lägre metamorfos och behåller ofta den primära "graded bedding11 strukturen. Basaltiska inlagringar meta- morfoserades till finkorniga amfiboliter, sura vulkaniter till hälle- flintor och leptiter. Primorogena intrusiv kristalliserade om till gnejsiga s k ortognejser (gnejsgraniter) ibland något ådrade. I gräns områden mellan gnejsgraniter och metasediment uppträder ofta biand bergarter, dvs gnejser med växlande innehåll av de ovannämnda berg arterna. Biandbergarterna övergår stundom i ho mogena granodioritiska- granitiska ögongnejser bildade genom regenerering omedelbart efter metamorfosens kulmination då det riktade orogena trycket upphört (Stålhös 1975). Strukturanalyserna i de södra delarna av det sveko karelska komplexet visar att dess berggrund drabbats av två tätt på varandra följande och/eller samtidiga huvudveckningsfaser (Stålhös 1969, 1976, 1979 och 1981). Den ena veckningen, initierad av en ost västlig kompression, skapade isoklinala veck med nord-sydliga veck axlar och mot öster stupande axelplan. Den andra veckningsfasen orsakad av nord-sydliga kompressionskrafter gav upphov till veck, med ost-västligt orienterade, östligt stupande veckaxlar och stängligheter. De geologiska strukturerna återspeglar sig ofta i terrängens morfologi.
I orogenesens slutskede ägde de s k serorogena intrusionerna rum. Dessa utgörs till övervägande del av graniter och granodioriter. Kvartsbärande monzodioriter har också noterats underordnat (Persson 1978).
Svekokarelska post-, och anorogena bildningar innefattar sediment-, och eruptivbergarter, vilkas uppkomst initierades av orogenesen, men vilka dock ej direkt påverkades av själva veckningsprocessen. Som exempel härpå kan nämnas gabbro och granit i Nor dingrå, Gävle- V Nordingrå sandstenar, Ulvödiabas m m. 6
4.2 Svekokarelska berggrunden i sydöstra Västerbotten
De sydöstra delarna av Västerbotten utgör en fortsättning av Härnö- serien och består huvudsakligen av migmatiserade metagråvackor (Lundqvist 1979). Enligt Gavelins (1955a) beskrivning intruderades de västerbottniska kustgnejserna av en jämnkornig variant av Rev sunds granit.
Som Revsundsgranit betecknas en svit av serogena intrusioner med granitisk-monzodioritisk sammansättning. Eruptivbergarter av denna typ dominerar de västra delarna av Västernorrland och Västerbotten (Persson 1978, Lundqvist 1979, Gavelin 1955a).
Sydöstra Västerbottens postorogena-anorogena bildningar represen teras av vid kusten förekommande diabaser av ulvötyp och Bondens rapakivigranit (Gavelin 1955a). Hattholmen i Sör böle består av hornbländiter, anortositer och pegmatiter associerade med varandra (Miskovsky 1976). Anortositens och pegmatitens ålder bestämdes med K/Ar-metoden till 1676Ì 24 milj år r espektive 1663Î 24 milj år (Miskovsky, Kähr 1981). Trots dateringen är de nämnda bergarternas åldersrelationer till det svekokarelska komplexet fortfarande oklara.
4.3 Berggrunden inom centrala delar av Umeå kommun
Berggrunden inom de centrala delarna av Umeå kommun domineras av metasedimentbergarter (metagråvackor som också innehåller meta- argillitiska led) samt biandbergarter av gnejsgraniter och meta- sediment. Beroende på metasedimentens kemiska sammansättning har dessa omvandlats till respektive biotit-plagiok]asskiffrar (meta gråvackor) och cordierit-, andalusit/sillimanit- och granatförande ådergnejser (metaargiiliter).
Bland metasedimenten förekommer lokalt inlagringar av a mfibolit- omvandlade basaltiska lavor, tuffer och/eller tuffiter. Inlagringar nas mäktighet varierar från några decimeter till ett tiotal meter. 7
Intrusivbergarter av primorogent - synorogent ursprung representeras av mörka metagabbror-dioriter-kvartsdioriter eller grå, kvartsrika metatonaliter, de senare ofta med konforma gångar av rosafärgad pegmatit.
Områdets serorogena bildningar utgörs av de fåtaliga turmalin- och granatförande pegmatitgångar som övertvärar eller breccierar den övriga berggrunden. Hit hör också i det följande skildrade granitiska (aplit-granit-pegmatit) mobilisatet.
4.3.1 Metasedimentbergarter
Bergarter med ursprung i kl astiska sediment dominerar undersöknings området och utgör ca 80% av kartbladets totala yta. Dessa metasedi- ment utgör en fortsättning av den s k Härnöserien och har betraktats som derivat av eugeosynklinala gråvackor (Lundqvist 1979, Lundegårdh 1960).
Metagråvackor och metaargilliter uppträder i växlande mängder. Däre mot saknas nästan helt de mera kvartsrika subgråvackebetonade mo- sandiga plagioklaskvartsiterna kända t ex från Mellansverige (Stålhös 1969, 1972, 1974, 1975 och 1979). Gråvackesedimenten har givit upphov till de svagt migmatiserade biotit-plagioklasskiffrarna, medan de lerrika argilliterna omvandlats till de ofta starkt migmatiserade granat-, andalusit/sillimanit-, cordieritförande ådergnejserna.
Relationen mellan biotit-plagioklasskiffrarna och granat-cordierit- ådergnejserna inom den undersökta arean är ca 3:1. Lokaler typiska för granat-cordieritådergnejsernas förekomst är Stadsliden i Umeå (7c)^ och Obbola vid färjläget (4e). Biotit-plagioklasskiffrarna påträffas t e x norr om Hamptjärnsberget (8d) och dominerar Umeälvsfårans berg grund.
1) Hänvisning till ekonomiska kartbladets nummer. 8
Metasedimentbergarternas petrografi och kemi
Adergnejserna är delvis mycket heterogena med avseende på mineral- sammansättningen. Med anledning härav redovisas mineralinnehållet i dessa endast som halvkvantitativa analyser (se tabell 1), vilka in delar mineralen i huvudmineral (> 25 vol%), väsentliga mineral (5-25 vol%), underordnade mineral (1-5 volZ) samt accessoriska mineral (< 1 vol%). Biotit-plagioklasskiffrarna som sammansättnings- mässigt är mera homogena,har analyserats planimetriskt och deras modala sammansättning presenteras i di agram 1. Sistnämnda bergarts typ består genomgående av kvarts (25-45 vol%), plagioklas (oligoklas- andesin, 30-55 vol%) samt biotit (17-35 vol%). Zirkon och grafit är de vanligaste småmineralen. Kornstorlekarna varierar mellan 0,5-1 mm.
De vanligtvis grövre (1-5 mm)granat-cordieritådergnejsernas mineral- sammansättning är däremot mycket varierande. Som huvudmineral upp träder kvarts ibland tillsammans med plagioklas eller biotit. Väsent liga mineral utgör från och till kalifältspat, cordierit, sillimanit, muskovit, biotit och plagioklas (oligoklas). Underordnade mineral representeras av endera granat, cordierit, muskovit, andalusit eller kalifältspat. Accessoriskt tillkommer grafit, zirkon, pytit m m. Andalusit och sillimanit som förekommer i några av ådergnejsproven kan iakttas bara mikroskopiskt. Sillimaniten är av fibrolitisk typ, medan andalusit formar korn utan kristallografiska begränsningsytor. Cordierit, vanligen knuten till de mörka biotitrika skikten, uppträder antingen i form av klara, oregelbundna korn eller som pinitiserade pseudomorföser. De grovkorniga (2-5 mm), ljusa ådrornas mineral sammansättning är kvarts > kal ifältspat > p lagioklas = biotit > muskovit.
Fyra kemiska analyser varav två av vardera biotit-plagioklasskiffer och granat-cordieritådergnejs framgår av tabellerna 2 och 3. Nigglis t-värde visar obetydligt aluminiumöverskott hos biotit-plagioklas- skiffrarna medan motsvarande överskott hos cordieritådergnejserna är normalt högt i ett av fallen. Biotit-plagioklasskiffrarnas c- värde är högt, föranlett av de höga halterna av kalciumrikt plagio klas i det ursprungliga sedimentet. O-halten samt k-värdet är däremot högre hos de i begynnelsen lerrika granat-cordieritåder- gnejserna. 9
Diagram 1. Mineralvariationer inom biotit - plagioklasskiffrarna från Umeå.
0 0 X5 CM T— ro T— 00 1 1 1 in UD o
Biotit 53.4-
:32.3:35.1
Plagioklas nP o > nMm
Kvarts
An % 30 35 30 35 25 40
Apatit Zirkon
Kornstorlek mm 0,5 0,5 0,1- 0,1- 0,5- 0,3 0,5 0,5 1
Kemisk analys K K 10
U O) co •r-> cu §0 u CU o ed o CM •H 2 M *** 0) •H CO 4-J T5 cd cd cd u M rH rH a. 4J *H O 1 M CO •H U 0 CO O 4J 4J > CU 4J Ö 1 CM 4J «H •rH rH O •H O 4-» m U ÖO 4J :cd M T} MH M cd o cd cd O MH CO M cd u o > rH •ri 1 2 o U «H s 00 *4 PM PQ ^ S o O M ÖO cd > •H CO u +J cd cd 4J cd CN rH Pj 4-> •H +J 4-» i M CO «H CO •iH tì CO O 4J U > 3 4J 4-> CU CM 4J • H «H i—< O T—1 a) .H 4 J CO m M öO +J :cd ^5 cd 0 MH »r-1 Q) o cd cd o uh co T? ÖO cd M M o > rH »iH I 0 U >> a 00 PM M W S <3 S O 0) M 4J O) CO 4J 4-J ocd cd 4J Cd co i-I ö 4J »H pu ä 1 M cd •H M CO 0 o CO 4J o B > a) -u 4J a co 1—1 4J -H •H «H O *r-J r—1 •H O ÖO vO M 4-> ÖO O rH M :cd MH tì O Cd O Cd CM rH CO u M-I cd M •H o > «H rH Çj «H £ ° K M «H 5 00 & PQ fX4 <1 CO O M :o co M a) tj CO 4-> § o cd cd 4J CM rH P* •H 4J 1 44 co M -H :o rH CO 4-> O 4J 4J Q ) > Ö 4-J 4J MH CM 4-J •H *H rH Cd »r-l O O *H *r-l o\ M +j ö O o :cd ö 'd ^ M 4-» MH O cd O Cd CM MH cd M co M cd ed 1 C^ > •H rH Ö |j M o d •H pu U M-l & PQ PM
Tabell 2
Kemiska analyser av cordieritådergnejser från Umeåområdet.
Prov nr 800529-la 800610-3
Si02 60,72 67,0 Al ° 14,86 15,8
Fe203 7,97 5,71 MnO 0,04 0,07 MgO 2,71 3,03 CaO 1,27 0,88
Na20 2,63 1,24
K2O 4,14 2,37
Ti02 0,94 0,27
95,28 96,37
Nigglital t 9 27 mg 0,40 0,51 k 0,51 0,50 c 5 4 fm 40 41 si 239 307 ppm Ba 690 421 Ni 70 46 V 140 43 Cr 70 71 12
Tabell 3
Kemiska analyser av biotit-plagioklasskiffrar från Umeåområdet.
Prov nr 790920-3 800527-1
Si02 58,82 62,26 A12°3 15,34 14,04 *Fe2°3 5 ,40 4,51 MnO 0,04 0,03 MgO 2,66 1,94 CaO 3,71 1,97
Na20 2,96 3,14
K2O 2,22 2,29
Ti02 0,58 0,48
91,73 90,62
Nigglital
t 2 8 mg 0,41 0,47 k 0,33 0,32 c 16 10 fm 32 30 si 231 294
PPm Ba 380 610 Ni 70 60 V 140 110 Cr 40 40
* Totalt Fe 13
Analyslokaler till tabell 1 och 2.
Prov nr Bergart Lokal
790719-3 Cordierit- Hagasberget 1,5 km granatådergnejs SSV om Degernäs (6d) 790921-2C Granat-cordierit- Ersmarksberget (södra ådergnejs delen) 99,42 ca 5 km norr Umeå (8e) 800610-3 (K) Sillimanit-cordierit- Klabberget 10 km VNV ådergnejs om Umeå (7b, 7c) 800524-2 Andalusitådergnejs Stads1iden-Berghem centrala Umeå (7e) 800529-la (K) Starkt idrig cordierit- Brännlandsberget ca gnejs 10 km VNV om Umeå (8c)
(K) = kemisk analys
Analyslokaler till diagram 1 och tabell 3.
Prov nr Bergart Lokal
800605-la Ädrig biotit- Umeälvens fåra vid plagioklasskiffer bron från Brännland till Sörfors (8b)
700921-2a Biotit-plagioklas- Ersmarksberget södra skiffer, 30 cm tjock delen (99,42) ca 4 km inneslutning i åder N om Umeå (8e) gnejsen 770606-1 Biotit-plagioklas- Bergöbro-Obbola (5e) skiffer 790920-3 (K) Biotit-plagioklas- 1 km N om Hamptjärns skiffer berget ca 6 km NNV om Umeå (8d)
800527-1 (K) Ädrig biotit-plagio- Trollberget, östra klasskiffer sluttningen, ca 8 km NV om Umeå (8c)
790726-3b Biotit-plagioklas- Lilljansberget ca 3 km skiffer ost om centrala Umeå (7e)
(K) = kemisk analys 14
Fig, 1. Typisk biotitslirig granatådergnejs med inklusion av biotit-plagioklasskiffer i bildens vänstra del. Obbola färjläge. Foto: Karel Miskovsky.
Fig. 2. Âdergnejs gränsande mot djupgrönsten. Obbola. Foto: Karel Miskovsky. 15
Fig. 3. Något ådrig biotit-plagioklasskiffer. Sörfors, Ume- älvens fåra. Foto: Karel Miskovsky.
Vi -V * ' n -
Fig. 4. Biotit-plagioklasskiffer. Norrfors. Foto: Karel Miskovsky. 16
4.3.2 Vulkanogena bergarter
Suprakrustala bergarter av sannolikt vulkaniskt ursprung uppträder sporadiskt (ca 0,5%) inom undersökningsområdet. Dessa representeras av amfibolitiserade basaltiska-andesitiska lavor, tuffer och tuf- fiter inlagrade i metasedimenten. Under veckningen splittrades de till en början sammanhängande metavulkanithorisonterna så att de numera bildar enstaka, flera decimeter till tiotals meter tjocka, osammanhängande skikt. Den komplexa tektoniken omöjliggör en be stämning av metavulkaniternas stratigrafiska position gentemot metasedimenten. Om man bortser från skiktningen hos de finkorniga, förmodligen tuffitiska leden visar metavulkaniterna inga för vulka niska bergarter karakteristiska primära strukturer. Det är främst amfiboliternas sammansättning samt deras uppträdande i relation till metasedimentbergarterna som tyder på ett suprakrustalt ur sprung.
De vulkanogena bergarterna är lokaliserade till några få före komster med en viss koncentration till de norra och södra delarna av kartan. I norr bildar de ett osammanhängande stråk med ca ost västlig strykning mellan Brännlandsberget (8c), Trollberget (8c), Nyåkersberget (8c, 8d, 9c, 9d) och Ersmarksberget (9e). I söder påträffas metavulkaniterna i trakten av Degernäs (6d) samt väster om Stöcksjön (5d, 6d).
Metavulkaniternas petrografi och kemi
Den för vulkaniterna i Umeåtrakten karakteristiska mineralsamman sättningen är hornblände £ plagioklas (An^.,^) > biotit eller pyroxen > kva rts (se diagram 2). Småmineral är magnetit samt zirkon och granat. Magnetiten registrerades i varierande mängd (0,9- 5,7 volZ) i samtliga prov. Enligt Streckeisens (1967) klassifika- tion sorterar samtliga prov under rubriken basalter-andesiter. Petrografiska analyser anses dock vara otillräckliga (Wine m fl 1977, Loberg 1979) för klassificeringen av de ofta kraftigt om vandlade metabasiterna. Som komplement kan man med hjälp av kemiska standartelementanalyser (Si, Ti, Fe, Mn, Mg, Ca, K och Nä) och 17
särskilt spårelementanalyser av Cr och Zr klassificera dessa bergarter. Relationen SiC^ och TiC^/Zr tillämpas av Wine (1977) vid vulkaniternas kemiska klassificering. Från diagram 3 framgår att två av de tre analyserade metabasiter är subalkalina basalter medan bergartsprovet 790719-la sorterar under trakyt-andesitiska bergarter. Provets låga Cr-halt (Hallberg m fl 1976) visar också metabasitens andesitiska ursprung.
Lokaler till diagram 2, 3 och tabell 4.
Prov nr Bergart Lokal
800605-•lc Ädrig, granatförande Umeälvens fåra vid bron amfibolit (skiffer) från Brännland till Sörfors (8b) 790719-•2 Amfibolit (skiffer) Kvarnkläppen ca 1 km SV om Degernäs (6d) 790719-•la (K) Amfibolit (skiffer) Buberget ca 2 km SV om Degernäs (5d) 780823-•3b Amfibolit (skiffer) Degerberget ca 1,5 km om byn Degersjön (7b) 790921-3 (K) Metabasalt (tuff) Ersmarksberget ca 1,5 km V om byn Ersmark (8e) 780824-2 (K) Amfibolit (skiffer) Raningen ca 2 km V om sydspetsen av Stöcksjön (5c)
780824-2 Metabasalt -amfibolit Vitmossaberget ca 1,5 (skiffer) km V om sydspetsen av Stöcksjön (5c)
(K) = kemisk analys 18
Diagram 2. Mineralvariationer hos metavulkaniter inom Umeåområdet.
_q
Biotit 90 -I6 6 Pyroxen
Hor nbldnde SSfespp?
O > 40.9-
25.8-
Plagioklas;;
;:3.&:W3.4 ivflllâ An % 55 35 50 50 60 55
Zirkon + + + + + Fe-oxider 2,4 0,5 0,9 1,3 0,9 4,0 5,7 Klorit + + Kalcit Granat 4,3 ------Pyroxen - 17,6 35,5 Kornstorlek 0,3- 0,3- 0,1- 0,1- 0,1- 0,1- 0,2- (mm) 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,7 7 Kemisk analys K K K 19
Tabell 4
Kemiska analyser av metavulkaniter från Umeåtrakten.
Prov nr 790719-la 780824-2 790921-3
Si02 54,25 45,23 47,0 A12°3 16,40 14,12 13,1 fcFe20^ 9,64 13,48 12,4 MnO 0,13 0,16 0,17 MgO 4,88 9,36 6,48 CaO 8,28 13,18 16,1
Na20 2,78 1,29 2,14
K2O 1,40 0,43 0,41
Ti02 0,95 1,97 2,04
98,71 99,22 99,84
Nigglital
t -8 -15 -25 mg 0,50 0,58 0,51 k 0,25 0,11 0,10 c 24 29 37 fm 40 50 41 si 147 94 101 ppm Ba 330 70 140 Ni 60 630 140 V 180 40 35*2 Cr 50 1 500 220 Zr 160 110 120
* Totalt Fe. 20
Diagram 3. Metavulkaniternas klassifikation baserad på Si^ och
Zr/Ti02 (efter Wine m fl 1977).
Si02 (vikt %)
Ryodacit
Trakyt
Andesit
790719-1a Fonoht
Subalkalin basal t Basanit 790921-3 Trakytbasanit 780824-2/ Nefelinit 21
4.3.3 Primorogena - synorogena intrusivbergarter
Som äldre intrusiv betraktas de magmatiska bergarter som redan före eller under de orogena huvudfaserna (svekokarelium 2000 milj- 1800 milj) intruderade de befintliga sedimentbergarterna och vulka- niterna. Dessa primorogena intrusiv uppträder ofta i form av skivor av varierande mäktighet (från några dm upp till flera hundra m) inkluderade i de suprakrustala bergarterna. Skivorna anses vara ut- löpare från de djupare belägna magmakropparna (Stålhös 1979). Både suprakrustalen och de primorogena intrusivbergarterna omvandlades och migmatiserades under den svekokarelska orogenesen. De kompe tenta intrusiven motstod dock omvandlingen och migmatiseringen bättre och behöll ofta sina primära strukturella och texturella drag. Gnejsgraniterna är dä rför till skillnad från metasedimenten tämligen homogena, ehuru mer eller mindre förgnejsade och sporadiskt migmatiserade.
Petrogenetiskt sett utgör de äldre intrusiven en differentierad bergartssvit representerad av gabbror, dioriter, kvartsdioriter, tonaliter, granodioriter och graniter. Tonaliterna står beträffande sammansättningen på gränsen mellan de något äldre s k djupgrön- stenarna (Stålhös 1979) och de geologiskt något yngre granitoida bergarterna. I detta arbete tillämpas den av Stålhös (1979) an vända indelningen enligt vilken de biotitrika, ofta hornblände- och pyroxenbärande melatonaliterna (M > 4 0) hänförs till djupgrön- stenarna medan de grå plagioklas- och kvartsrika tonaliterna (M 10-20) sorterar under granitoiderna.
Sammanställningen av fjorton representativa planimetriska analyser (diagram 6) och nio kemiska analyser (tabell 5) åskådliggör samman sättningsvariationerna hos dessa bergarter.
Förekomsten av de äldre intrusivbergarterna är koncentrerade till kartbladets östra, norra och södra del och upptar ca 3% av den 2 totala undersökningsytan, ca 22 km . Kropparna framträder som morfologiskt utpräglade, nord-sydligt eller ost-västligt orienterade 1-2 km långa, ca 300 m breda bergryggar. 22
4.3.3*1 Äldre intrusiv av basisk karaktär
Det basiska djupgrönstensledet företrädes i Ume ås omgivning av mörka, inedel- till grovkorniga (1-4 mm), jämnkorniga eller något porfyrartade bergarter av gabbroid, dioritisk, kvartsdioritisk och melatonalitisk sammansättning. Vid sydöstra stranden av Nydalasjön (7e) påträffades även en mindre förekomst av en grovkornig, jämn- kornig metapyroxenit. Djupgrönstenarna uppträder främst i de rela tivt högt belägna östra stadsdelarna i Um eå samt öster och söder om själva staden. Bergöbro (5e), Holmsund (4f), Hamrinsberget (7e), Mariehemsberget (7e), Tegelbruksberget (6e) samt Lilljansberget (7e) är lokaler med typiska förekomster av dessa bergarter. De basiska intrusiven bildar morfologiskt klart framträdande, långsmala ca 70 m höga, nordsydligt orienterade bergryggar. Tydlig förgnejsning har endast observerats på några få ställen. Aplitiskt eller pegma- titiskt mobilisât genomsätter lokalt de mörka ortognejserna.
Djupgrönstenarnas mineralogiska och kemiska egenskaper
Djupgrönstenarnas mineralsammansättning skiljer sig markant från granitoidernas genom sin låga kvartshalt (max 15 vol%) samt genom sina tämligen höga halter (> 40 vol%) av mafiska mineral. Huvud- mineral (> 25 vol%) i dessa bergarter är plagioklas ^35-55 alterna tivt biotit eller hornblände. Väsentliga (5-25 vol%) mineral före trädes av kvarts, biotit och grönt hornblände. Nästan samtliga prov innehåller varierande mängder av diopsidisk pyroxen. Underordnade mineral (1-5 volZ) är titanit och magnetit. Apatit och zirkon är de vanligaste accessoriska mineralen. Höga FejO^-» MgO-, samt TÌO2"" halter är tillsammans med den låga Si02~halten (<60 vikt%) karak teristiska för denna bergartsgrupp (se tabell 5). Spårelementanaly serna visade fyra till fem gånger högre Cr- och Zr-halter hos djup- grönstenarna än hos de granitoida bergarterna. Nigglis t-tal pekar på aluminiumunderskott hos djupgrönstenarna, r::cdan fr a-talet är genomgående högre (39-55) än granitoidernas (17-23). Den minera 23
logiska och kemiska sammansättningen tyder på högre bildnings temperatur för de gabbroida-melatonalitiska bergarterna jämfört med granitoiderna (Stålhös 1979).
4.3.3.2 Äldre granitoida djupbergarter
De äldre granitoida eruptivbergarterna (gnejsgraniter) represen teras i Umeåtrakten av gråaktiga, medel-grovkorniga, jämnkorniga eller porfyrartade gnejsiga tonaliter. Dessa förekommer koncentre rade till områden nordväst och sydväst om Umeå stad, exempelvis Hamptjärns- och Tjälamarksberget (8d) ca 7 km nordväst om Umeå, Djäkneböleklinten, SkrävelsjÖberget (6c) och Svartberget (5c) 5-10 km sydväst därom samt Omberget (4f) i Hol msund. Liksom djupgrön- stenarna är även de granoitoida bergkropparna morfologiskt kraftigt utpräglade, bildande både nordsydligt och ostvästligt orienterade, ofta 100 m höga bergryggar.
De grå metatonaliterna bildar skivor eller smärre massiv i meta- sedimenten. Förgnejsningen och stängligheterna är övervägande ost västliga med svag stupning. De sistnämnda strukturdragen framträder särskilt inom området nordväst och sydväst om Umeå. 1
De granitoida metaeruptivens mineralogiska och kemiska egenskaper
Granitoidernas mineralsammansättning präglas av höga plagioklas- halter (48-73 vol%). Plagioklasens anortithalt ligger kring An^,^ Kvartsinnehållet varierar mellan 20-40 vol%. Mafiska mineral utgörs nästan uteslutande av brun biotit och utgör max 29 vol%. De van ligaste småmineralen är magnetit och titanit. Deras halter är dock väsentligt lägre än hos djupgrönstenarna. Övriga accessorier är aptit och zirkon. 24
Djäkneböleklintens (6c) tonalit innehåller grön biotit som gränsar mot blåaktig hornblände. Diopsidisk pyroxen observerades hos några få slipprov. Den kvartsrika, grå tonaliten på Omberget i Holmsund (4f) för underordnat muskovit (4 vol%), möjligtvis rester efter assimi lerade lerrika sediment.
Hos samtliga prov överstiger SiC^-halten 60 vikt%. Innehållet är Fe2^3> ^8®» ock ^*"^2 éenomgående något lägre än hos djup- grönstenarna. Nigglis c-fm-värden är följaktligen också lägre medan si-talet är högt jämfört med de dioritiska, kvartsdioritiska och gabbroida bergarterna. Granitoidernas t-värde visar att jämvikts tillstånd råder mellan al-, ca- och alk-komponenterna.
De grå metatonaliterna har av vissa forskare (Gavelin 1955a) tol kats som jämnkorniga varianter av den serorogena (Lundqvist 1979, Welin 1970) Revsundsgraniten. Den lokalt starka, med metasedimenten parallella förgnejsningen, migmatiseringen och mineralsammansätt ningen (Persson 1968) antyder dock tonaliternas synorogena ursprung. Ytterligare belägg härför utgör de i gnejsgraniterna inneslutna och konformt förgnejsade pegmatitgångarna, som förekommer på Djäkneböleklinten (6c) och Hägnberget (6c) sydost om Umeå. 25
Fig. 5. Morfologiskt markerad rygg av äldre granitoid. Janingsberget. Foto: Karel Miskovsky.
? Cm
Fig. 6. Äldre granitoid. Foto: Rolf Eklund. Fig. 7. Migmatiserad djupgrönsten. Hamrinsberget, Umeå. Foto: Karel Miskovsky.
Fig. 8. Djupgrönsten breccierad av pegmatitiskt material. Obbola. Foto: Karel Miskovsky. 27
Analys lokaler till diagram 4 och tabell 5.
Prov nr Bergart Lokal
771129-1 (K) Ljus tonalit Omberget, Holmsund (svagt gnejsig) (4f) 780816-2 (K) Grå tonalit Djäkneböleklinten- (gnejsig) Umeå (6c) 780808-1 Grå tonalit Skrävelsj öberget-Umeå (gnejs) (6c) 780825-2 (K) Ljus tonalit Svartberget-Umeå (5c) (gnejs) 770719-1 Grå tonalit Hamptj ärnsberget-Umeå (gnejs) (8d) 790729-3 Kvartsdiorit Karlstorp-Umeå E4 (8c) (gnejs) 790729-4 Kvartsdiorit Vattentornet-Mariehem, (gnejs) Umeå (7e) 790726-2a (K) Kvartsdiorit Hamrinsberget-Umeå (migm gnejs) (7e) 790718-2 (K) Kvartsdiorit Tegelbruksberget-Umeå (migm gnejs) 1,1 km från Bowaters pi vägen till Holmsund (6< 790518-1 (K) Kvartsdiorit Torrberget 1 km S om (gnejs) Djäkneböle SV om Umeå (6b)
790726-3a (K) Diorit Lilljansberget-Umeå (migm gnejs) (7e) 770606-2 Metagabbro Bergöbro, Obbola (5e) (amfibolit) 771129-3 (K) Metagabbro Nygatan, Holmsund (4f) 781020-1 (K) Metagabbro Obbola, färjläge (4e) (amfibolit med horn- blände- och biotitpor- fyroblaster)
(K) • kemisk analys 28
Diagram 4. Mineralvariationer hos de äldre magmatiska djup1 bergarterna.
o ro PM m <«- io 10 o> 0 S N fSI o Hornblände Biotit 31.2:5 Plag iok las 18.9:K18.8 Kvarts An% 36 30 35 35 35 40 35 35 45 40 40 50 50 55 Apatit +-••- + • + • + * + + - Titanit - + 1,8 3,1 8,5 4,0 2,9 2,5 4,3 Magnetit - • Muskovit/sericit 4,0 Kalcit - • Zirkon Amfiboi - 0,8 • 21,1 1,2 5,0 57,9 46,6 70,6 Pyroxen 5,4 • 3,2 4,5 5,9 Granat 1,1 • Kornstorlek (m m) 3-4 1-4 0,5-2 1-3 2-6 1-3 2-4 1-3 1-4 1-2 1-2 0,7-1 ,5 1-2 1-3 Kem analys K K KK K K K K K granitoida djupbergarter djupgrönstenar 29 Tabell 5 Kemiska analyser av primorogena - synorogena intrusivbergarter från Umeåtrakten. Prov nr 770719-1 780825-2 780816-2 771129-1 790726-2a 790518-1 790718-2 790726-3a 781020-1 Si02 66,,1 63 ;»8 67 ,2; 62,,8 55,,9 58,»2 47,,8 54,,0 48,,9 7 A12°3 15,» 6 14,,6 16,,3 16,,2 13,,7 16:,7 13,,2 13,, 1 13,,5 4 *Fe2°3 3,,3 6 3,,8 7 3,,6 4 2,,33 7,,8 7 8,,7 5 8,,6 5 9,,0 8 9,,7 1 o • MnO 0,,0 45 0,,06 6 0,, 047 0, o o 0,,09 9 0,,09 4 0,,1 1 0,,1 2 0,,1 5 MgO 1,,6 3 1,,4 5 1,,90 1,,3 1 3,,6 7 3,,2 4 3,,3 8 3,,8 7 13,,0 2 CaO 3,,7 4 3,,5 3 4,,4 3 4,,9 5 5,,1 6 4,,1 2 5,,1 7 7,,1 2 10,,9 2 Na20 4,,1 7 4,,0 1 4,,4 1 3,,9 1 2,,53 4,,0 1 3,,1 5 2,,7 8 0,,b 7 K2O 1,,4 1 1,,4 6 1,,2 6 0,,6 6 2,,29 2,,5 5 1,,8 1 3,,1 6 0,,8 3 Ti02 o,,4 3 0,,48 0,,4 3 0,,2 7 2,,04 1,,6 3 2,,2 3 3,,0 6 0,,4 5 96,,4 93,,3 99,, 6 92,,4 7 93,,3 99,,2 95,, 5 96,,3 97,,2 b Nigglital t +2 0 -1 +1 -4 -1 -b -14 -6 mg 0,,4 9 0,,4 2 o,,5 0 0,,5 0 0,,48 0,,4 2 0,,4 3 0,,4 5 0,,7 1 k 0,,1 8 0,,2 0 0,,1 5 0,,1 5 0,,3 7 0,,2 9 0,,2 7 0,,4 3 o,,4 5 c 17 17 19 23 19 14 19 23 25 fm 22 23 23 17 40 37 40 39 55 si 285 286 268 275 193 186 198 165 10b ppm Cr 30 15 30 5 120 75 140 130 860 Ba 320 240 300 480 1510 560 850 1870 230 Zr 100 110 110 40 490 230 340 460 50 granitoida djupbergarter djupgrönstenar * Fe totalt 30 4.3.4 Regenererade och mobiliserade biandbergarter En större del (ca 15%) av berggrunden i Umeå utgörs sannolikt av biandbergarter mellan metasediment och gnejsgraniter i varierande proportioner. Sådana led är vanliga i den norra och östra delen av kartområdet samt i Holmsunds- och Obbolatrakten där de i likhet med de rena gnejsgraniterna bildar morfologiskt framträdande bergkullar. Biandbergarterna kan till följd av regenerationen mer eller mindre successivt övergå i tämligen massformiga, ögonförande bergarter med granodioritisk - granitisk sammansättning. De glest strödda mega kris terna (ofta 1-5 cm) består av mikroklin medan de rikligt upp trädande plagioklasindivid (^20-30^ s^Han uppnår 5 mm. Den tidi gare anlagda skiffrigheten har i allmänhet utplånats genom till växten av fältspatmegakrister. Exempel på lokaler med denna berg artstyp kan nämnas från Holmsund (4f), Brännland (8b) samt i stråket mellan Yttertavle (6e) och Lilljansberget (7e). På några ställen i Brännlandområdet (8b) har påträffats intrusivt upp trädande pluggar av de aktuella bergarterna med högt innehåll av delvis assimilerade skivor och brottstycken av både metasedi ment och gnejsgranit. Motsvarande bergarters uppträdande i den prekambriska berggrunden i Mellansverige har beskrivits av Stålhös (1969, 1975, 1979). Enligt honom har de ögonförande biandbergarterna bildats under den svekokarelska metamorfosens kulm. Förutsättningen för regene rationen antogs vara den modifiering av gnejsgranitens samman sättning som tidigare ägt rum genom assimilation av glimmerrika metasediment. Det assimilerade glimmermaterialet har därvid höjt £nejsgranitens potentiella kalium- och vatteninnehåll och gjort denna mera lättsmält. Frigörelse av vatten ägde också rum i sam band med åderförgnejsningen av de argillitiska sedimenten. Tempera tur- och tryckförhållanden under regenerationen uppskattas av Stålhös (1975) till/v/700°C respektive 3-4 kbar. De uppkomna regeneraten kan sålunda beskrivas som en blandprodukt av dioriter- granodioriter å ena sidan och metaargilliter å den andra. Slut produktens sammansättning motsvarar då granodiorit - granit. 31 Enligt Stålhös (1975, 1979) kan regenerationen uppnå ett mobilt stadium under vilket de tidigare diskuterade ögonförande granitoi- derna börjar uppträda intrusivt mot omgivningen bildande diskordanta pluggar eller små massiv. Mobilisatet innesluter rikligt med fragment av både metasediment och gnejsgranit. De regenererade biandbergarternas mineralogiska och kemiska sammansättning redovisas i diagram 7 oc h tabell 6. I de mestadels grovkorniga och alltid ögonförande, regenererade granitoida biandbergarterna dominerar kvarts (31-40 vol%) över plagioklas ^20-30 volZ).. Den senare bildar i likhet med kalifältspaten de för bergarten typiska ögonen. Plagioklas är vanligtvis måttligt - kraftigt sericitomvandlad. Mikroklin är mikropertiskt och förekommer i något lägre halter (10-35 vol%) än plagioklas. I samtliga prov representeras de mafiska mineralen av biotit (16-21 vol%). Jämfört med de ordinära gnejsgraniterna som uppträder i Umeåområdet visar de regenererade biandbergarterna högre halter av K^O samt i vissa fall ett visst aluminiumöverskott. Analyslokaler till diagram 5 och tabell 6. Prov nr Bergart Lokal 810726-5 (K) Mörk ögonförande rege- Holmsund (4f) centrum nererad granodiorit vid SCA industrin 810726-3 (K) Grå regenererad gnejs SÖ spetsen av Tavelsjön granit med fältspat- (7e) i Umeå porfyroblaster 810726-2 Ögonförande regenererad Rödberget, Umeå (7d) granodiorit 810726-4 Grå regenererad gnejs Berghäll ca 700 m från granit med fältspat- vägkorsningen till porfyroblaster Yttertavle (7e) 810726-la Grovporfyriskt mobili Umeälvsfåran vid Bränn- sât, granodiorit med landsbro (8b) inneslutningar av metasediment och gnejsgranit (K) = kemisk analys 32 Diagram 5. Mineralsammansättningen hos de regenererade eller mobili serade granitoida biandbergarterna i Ume atrakten. a LO m rsl -4- 1 1 1 Biotit altSDQt 27.6- 28.7 * 50 ^PIQQ IO klos :33.8 33.5 v Kvarts OH » r" V An % 20 olig 25 30 olig Apatit - + . - + > Zirkon + + + + + Grafit + - + + + Granat - - - - + Klorit + - - ; Muskovit 0,5 + 6,4 + - Rutil + - + - - Oxidmalm - - + + + Tifanit - - + - Kornstorlek 0,5- 1-2 1-2 0,5-- i-: (mm) 1 1 n Enstaka 2- 2- 1 2- 10 S = svag • — i korn (non) 10 10 O L 5 M = måttlig sericitisering Kem analys K K K » kraftig 33 Tabell 6 Kemiska analyser av regenererade granitoida biandbergarter. Prov nr 810726-5 810726-3 Si02 66,1 64,5 A12°3 15,2 14,7 *Fe2°3 4,17 5,08 MnO 0,03 0,05 MgO 1,62 1,61 CaO 1,70 2,87 Na20 2,80 3,01 4,40 4,40 Ti02 0,47 1,02 96,57 97,24 Nigglital t +7 -1 mg 0,44 0,38 k 0,50 0,48 c 8 13 fm 25 26 si 301 271 ppm Ba 657 Ni 52 48 V 43 62 Cr 53 41 Zr 120 309 * Totalt Fe 34 Fig. 9. Regenererad biandbergart med fältspatfenokrister, Nydalasjön, Umeå, Foto: Karel Miskovsky. Fig. 10. Successiv övergång från ådergnejs i högra bild halvan till granitiskt mobilisât av varierande kornstorlek. Degerberget. Foto: Karel Miskovsky. 35 4.3.5 Yngre granitiska - pegmatitiska bergarter Bergarter med granitisk sammansättning förekommer sporadiskt inom unersökningsområdet. Det granitiska mobilisatets utbildning varie rar från aplit till pegmatit. Bergarten bildar antingen intrusivt uppträdande pluggar oftast knutna till metaargilliterna eller turmalin- och granatförande pegmatitgångar. På Bergöbron i Obbola (5e) genomskär och breccierar en ca tre meter bred, granat-turmalinförande pegmatitgång ett metagabbromassiv. Några kilometer söderut vid färjläget i Obbola (4e) intruderas granat-cordieritådergnejserna av ett litet granatförande granit- massiv. I likhet med de tidigare regenererade och mobiliserade granitoida biandbergarterna präglas också det granitiska mobilisatets textur av kalifältspat- och plagioklasmegakrister i en finkornigare mellan- massa. Kalifältspaten utgörs av en inneslutningsfri mikroklinpertit medan plagioklasen An^ däremot är måttligt-kraftigt sericitiserad. Granatporfyroblaster (0,5-1 cm) förekommer allmänt. Bergartens modala sammansättning är kvarts (25-39 vol%) £ kalifält spat (21-41 vol%) £ oligoklas (20-37 vol%) £ muskovit (2-12 vol%) ± biotit (se diagram 6). Enligt IUGS (1973) klassifikation av mag- matiska djupbergarter är de aktuella granitiska bergarterna antingen syeno- eller monzograniter. Hög Si02~ och K2O-halt, kraftigt aluminiumöverskott samt låga mg- och c-värden är för denna bergart typiska kemiska karakteristika (se tabell 7). Av spårelementen varierar Ba mellan 120-1100 ppm medan V-halten ligger mellan 20-40 ppm. Cr och Ni saknas helt. Flera processer kan tänkas leda till bildningen av dessa små, lokala granit-pegmatitförekomster. Bergarter av denna typ kan ha sitt ur sprung i argillitiska sediment. Under regionalmetamorfosens kulmi- nation kan i dessa bergarter uppstå partiell uppsmältning, varvid gra nitiska led kan bildas (Winkler 1974). Dessa uppträder antingen i 36 form av ådror i moderbergarten eller som små intrusivt uppträdande massiv. Den tidigare nämnda (se sid 30) regenerationen och mobili seringen av granitoida biandbergarter kan också ge upphov till mobila granitiska smältor (Stålhös 1975, 1979). De granitiska före komsterna kan också vara små utlöpare av ett på större djup loka liserat serorogent, granitiskt massiv. Mobilisatets fältmässiga anknytning till granat-cordieritådergnejserna, aluminiumöverskott- mineralens förekomst, samt bergartens porfyrartade textur antyder snarast granitmobilisatets bildning enligt något av de två först nämnda alternativen. Analyslokaler till diagram 6 och tabell 7. Prov nr Bergart Lokal 800610-5C (K) Granatförande fin- Skrävelsjöberget- kornigt granitiskt Röbäck (6c) mobilisât 780923-3C Ljus medelkornig - Degerberget-Degersj ön grovkornig granit (7b) 800609-2b (K) Granatförande, medel- Hässningberget-Skravel- kornigt något por- sjö (6e, 7c) fyriskt granitiskt mobilisât 800827-1 Medelkornigt, ljust Skäfftesberget ca 5 km granitiskt mobilisât 0N0 från Djäkneböle (6c) (K) = kemisk analys 37 Diagram 6. Mineralsammansättningen hos de granitiska - pegmatitiska bergarterna. jQ o O «- rsl CO m 1 i i c*» on CO o (NI o *- 00 UD O) UD O o O O O o O O 00 00 00 00 Biotit mnTi 0^1.^2.1 Musk 4.9tE^9=l7ZË _ :20.9 Musk altsDa lOklas K Kvarts An % 15 olig. 15 Kornstorlek 1-2 2-3 1-2 1 (m m) Kem analys K K M = måttlig sericitisering K = kraftig 38 Tabell 7 Kemiska analyser av granitiskt mobilisât från Umeåtrakten. Prov nr 800610-5c 800609-2b Si02 66,04 68,18 A12°3 13,73 14,26 *Fe2°3 1,10 0,28 MnO 0,01 0,00 MgO 0,31 0,08 CaO 0,29 0,24 Na20 2,22 1,91 K2O 4,67 6,50 Ti02 0,01 0,01 88,38 91,38 Nigglital t 19 13 mg 0,36 0,33 k 0,59 0,69 c 2 1 fm 9 2 si 446 392 ppm Ba 120 1100 Ni - - V 40 20 Cr - - * Totalt Fe 39 Diagram 7. Den modala fördelningen av kvarts, alkalifältspat och plagioklas hos synorogena - serorogena intrusivberg- arter och mobilisât från Umeåtrakten. Terminologi enl IUGS (1973). Q Granit (Syeno) (Monzo) S© ®Grano- \Tona- ) \ diorit \lit Kvarts- Kvartsmonzonit Kvarts - [vartÄ syenit monzodiorit diorit- \gabbr< Syenit Monzonit Monzodiorit + Granitoida metaintrusiv (gnejsgraniter) Q Basiska metaintrusiv (djupgrönstenar) ® Regenerade och mobiliserade granitoida biandbergarter O Granitiskt - pegmatitiskt mobilisât 40 4.3.6 Metamorfosen inom Uraeåområdet Metamorfosen inom de mellansvenska svekokarelska bildningarna har diskuterats ingående i fl era kartbladsbeskrivningar av Stålhös (1969, 1972, 1975, 1979). Enligt Stålhös är Stockholms-, Nyköpings- och Nynäshamns berggrund till en stor del uppbyggd av högmetamorfa bergarter (T 650°-700°C) bildade under måttliga tryckbetingelser (Ptot= PJJ 0= 3-4 kbar). Tre i met aargilliter uppträdande reaktioner står som grund för temperaturuppskattningen. (1) 1 muskovit + 1 k varts ^1 K-fältspat + andalusit/sill + 1 (2) 6 muskovit + 2 biotit + 15 kvarts ^ 3 cordierit + 8 K-fältspat + 8 H20 (3) 1 muskovit + 1 biotit + 3 kv arts 5^ 1 almandin + 2-K-fältspat + 2 H20 Vid P„ 4 kbar antas reaktionstemperaturen vara 650°-680 C vid 2 alla de ovannämnda reaktionerna. Det 1^0 som frigjordes genom mineralomvandlingarna gav sannolikt upphov till partiella ana- tektiska processer med ådergnejsbildningen i meta argilliterna som följd. I bergarter med biotit som enda glimmermineral antogs samma process kunna ske vid temperaturer något överstigande 700°C (Winkler 1975). Med hänsyn till coexistensen mellan mineralen almandin, cordierit och sillimanit uppskattade Stålhös (1969 s 173) det vid metamorfosen rådande trycket till 3-4 kbar inom nämnda region. Mineralparagenesen i Umeås metaargilliter antyder ungefär samma temperatur-tryckförhållanden vid regionalmetamorfosen som i Stockholms- eller Nyköpingstrakten. Beroende på ett lägre alu miniumöverskott hos Umeås metaargillitiska bergarter är dock de för metamorfosen karakteristiska mineralen (almandin, cordierit, sillimanit) mindre vanliga här än i mots varande berggrund i Mellansverige. I Umeåtrakten gjorde sig den partiella anatektiska uppsmältningen gällande huvudsakligen inom de argillitiska bergartsleden medan områdets biotit-plagioklasskiffrar påverkades tämligen svagt av denna process. Detta innebär att temperaturen under regional 41 metamorfosens kulm inte har överskrit 700°C (Winkler 1975). Under alla omständigheter har rådande temperatur- och tryckbetingelser under den regionala metamorfosens höjdpunkt varit tillräckliga att vid närvaro av fritt vatten kunna åstadkomma regeneration och även mobilisering av en del av områdets äldre intrusiv och/eller biand bergarter. Under samma förhållanden bildades sannolikt genom upp- smältning av metaargillitiska bergarter en granitisk - pegmatitisk smälta som gav upphov till de smärre granitiska massiv och pegma- titiska gångar som uppträder i Ume åtrakten. Några tecken på syno- rogen metamorfos knuten till intrusionen av de heta primorogena - synorogena magmabergarterna har ej kunnat spåras. Anledningen till detta är dels att Umeås äldre intrusivkroppar är tämligen små, dels att den långt senare och starkare metamorfosen i områ det troligen suddat ut s påren efter en eventuell tidigare metamorfos. 4.3.7 Struktur och spricktektonik Umeåtraktens berggrund kan indelas i två skilda regioner med hänsyn till sin strukturella uppbyggnad. Gränsen mellan dessa löper från Ersmark (8e) i norr till Röbäck (7a) och följer sedan E4-vägen i sö der. Berggrunden öster om denna gräns präglas av nord-sydligt strykande mot öster flackstupande förskiffring. Veckaxlarna är nord-sydligt orienterade och har svag nordlig stupning. Detta om råde motsvarar den tidigare nämnda s k "kustslätten11 vars topografi endast bryts genom enstaka, låga (40-50 m), nord-sydligt utsträckta, selektivt utpreparerade bergryggar. Inom området beläget väster om nämnda gräns är berggrundens strukturella uppbyggnad mer kompli cerad. Det mest karakteristiska strukturdraget är dock en i st ryk ning skiftande dock nästan alltid brantstupande jämte den på vissa ställen tydligt utbildade, ost-västliga foliationen och stänglig- heten. Domliknande strukturformer sannolikt orsakade av små intrusivt uppträdande pluggar av mobiliserade gnejsgraniter och/eller biand bergarter samt granitiskt mobilisât , stör de ursprungliga veck strukturerna.. 42 Sprickfrekvensen inom det undersökta området är relativt låg såväl på topparna som i dalarna. Minst två sprickgenerationer har kunnat urskiljas. Den äldre syntektoniska sprickgenerationen innefattar sprickor parallella med bergartsförskiffringen. Den andra, yngre, posttektoniska sprickgenerationen utgörs av slutna sprickor som i nord-sydlig och nord-västlig riktning övertvärar de tidigare bildade bergartsstrukturerna. Sporadiskt uppträdande sprickrika svaghetszoner med varierande bredd (dm - m) och utsträckning på träffades i bergtäkterna vid Brännland och på Degermyrberget. De seismiska undersökningarna (Orrje & comp 1971, 1973) utförda i samband med tunnelbygget i Mariehem- (7e), Ålidhem*- (7e), och Tväråområdet (7d) antydde också förekomsten av några få 5-20 m breda, sprickrika låghastighetszoner i den annars kompakta berg grunden. Några blockrörelser har ej kunnat påvisas inom under sökningsområdet. Inte heller har breccierade eller mylonitiserade bergarter påträffats vid hällkarteringen. Fig 11. Veckad biotit-plagioklasskiffer. Rödberget. Foto: Karel Miskovsky. 43 DEL II BERGGRUNDSMORFOLOGI SK DETALJSTUDIE ÖVER KUSTSLÄTTEN OCH NORRLANDS TERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ KOMMUN, NORRA NORRLAND, 5 INLEDNING Uppfattningen om Fennoskandias berggrundsmorfologiska utformning är trots periodiska forskningsinsatser och diskussioner ingalunda klar. (Sederholm 1910, 1912, De Geer 1913, 1918, 1926, Högbom 1910, Tanner 1915, 1936, 1938, Wråk 1908, Rudberg 1954, Larsson 1954, Niini 1968 m f 1 ). Försöken att förklara Fennoskandias landskapsgestaltning domineras av två huvudhypoteser: Den s k cykliska tolkningshypotesen ser Skandinaviens landskap upp byggd av flera olikåldriga,trappstegsordnade denudationsytor, ero- sionsgenerationer^ (Wråk 1908, Rudberg 1954 m fl). Enligt denna hypotes är landskapsutformningen beroende av de fluviatila erosions- krafternas verkan i samspel med en successiv förändring av den s k erosionsbasen.^ Mot denna ställs den icke cykliska hypotesen (Sederholm 1913, Högbom 1912, 1916, De Geer 1918 B, 1926). Denna betraktar Fenno- skandia som en sammanhängande berggrundsyta, som genomgår en kon tinuerlig selektiv nedbrytning. Reliefskillnaderna orsakas då av struktur- och materialvariationer i b erggrunden eller av sprick- tektoniken. Under 1970-talet förbättrades kännedomen om Skandinaviens prekambriska berggrund (Lundqvist 1979) och dess postkambriska, paleogeografiska, paleoklimatologiska och isostatiska utveckling (Scotese, Bambach, Barton, Voo, Ziegler 1979, Mörner 1980). De nya rönen och det faktum att det fortfarande inte föreligger någon modern lärobok över Sveriges morfologi, utmanar till en förnyad berggrundsmorfologisk diskussion. 1) Erosionsgeneration: olikåldriga denudationsytor som uppträder i direkt sammanhang med varandra, utan att därmed utsägas om någon generation nått peneplanstadium. (Rudberg 1954). 2) Erosionsbas: erosionens 0-plan. Sammanfaller ofta med havsytan. 44 6 TIDIGARE UNDERSÖKNINGAR I syfte att lösa den berggrundsmorfologiska problematiken över mer eller mindre utsträckta områden inom Fennoskandia, har författarna utgått från olika hypoteser. Tre av de viktigaste skandinaviska femtio- och sextiotalsarbeten med anknytning till undersökningsom rådets problematik sammanfattas nedan. Målsättningen för Rudbergs (1954) "Västerbottens berggrundsmorfologi" var att undersöka existensen av postsiluriska - kvartära peneplan och tydligt utpräglade, trappstegsvis ordnade erosionsgenerationer inom det västerbottniska landskapet. Den teoretiska bakgrunden till denna undersökning var hypotesen om landskapets cykliska utveckling genom samverkan mellan fluviatila erosionskrafter och den successiva förändringen av erosionsbasen (Wråk 1908, Penck 1953). Rudberg undersökte Västerbottens landskap med hänsyn till topografi och former, olika exogena krafters betydelse för landskapsreliefen, samt berggrundens geomorfologiska betydelse. Topografin studerades med avseende på höjd över havet, relativa höjdskillnader,*"^ i ndivi duella landskapsformer och formtyper. Genom att förbinda ett rikligt antal av intilliggande toppar och dalar rekonstruerade Rudberg flera s k topp- och dalkonstanser, dvs svagt lutande, sammanhängande plana ytor. Enligt Rudberg sammanfaller dessa toppkonstanser med olikåldriga, trappstegsordnade erosionsgenerationer, utbildade genom en kontinuer lig nedsänkning av Fennoskandias erosionsbas. Som underlag för topo grafiska studier använde han bl a generalstabens topografiska kartor i skalan 1:200 000, generalstabens höjdkarta (skalan 1:500 000) och den av honom själv sammanställda höjdkartan över Västerbotten i skalan 1:400 000. I avhandlingen betonas fluvialerosionens betydelse för utskulptureringen av berggrundsreliefen. Den glaciala påverkan av bergytan bedömdes däremot vara tämligen obetydlig. Gavelins (1955a) berggrundskarta över Västerbotten (manuskript) i skala 1:400 000 samt vissa fältkontroller har använts vid studiet av berggrundens morfologiska betydelse. Inget synligt samband mellan berg- 1) Relativ höjdskillnad: maximal höjdskillnad mellan krönet och närmast intill liggande dalbotten eller slättyta. 45 grundskartans bergartsvariationer och förändringar av topografins huvuddrag konstaterades. Enligt Rudberg visar urbergsskiffrarna och Revsundsgraniten ingen skillnad beträffande områdets höjd över havet, relieftyp och rikedom på högre restelement. Rudberg menar att alla mer betydande slätter och platåer är dunuda- tionsbaser, icke bestämda av berggrundens strukturella egenskaper. Inget hinder föreligger att k alla dessa för cykliska, trappstegs- formigt uppträdande peneplan. Tretton olikåldriga trappstegsordnade erosionsgenerationer identifierades. Från nollplanen (nuvarande havs yta) till fjällen urskiljer Rudberg tre kustlandsgenerationer, tre inlandsgenerationer, tre fjällsgenerationer, tre lågfjällsgenera- tioner och en högfjällsgeneration. 1000 800 600 400 200 o 400 300 200 100 Fig. 12. Schematisk profil över erosionsgenerationerna i Västerbotten. (Enligt Rudberg 1954). 46 Den etappvisa förändringen av havsnivån som föranledde de olika erosionsgenerationernas bildning, är enligt Rudberg antingen orsakad av landhöjningen, eller insänkningen av Bottenhavsområdet, som eventuellt är ett gammalt sedimentområde. Västra Blekinges prekambriska kustgnejser har studerats av Larsson (1954) som i sitt arbete "Structure and landscape in Western Blekinge, Southeast Sweden" korrellerade berggrundens strukturella uppbyggnad och landskapselement. Larsson (1954) visade en periodisk upprepning av nord-sydligt orienterade zoner, växelvis dominerade av planskiffriga (SB-typ) och stängliga (BS-typ) bergarter. Zoner nas existens tillskrivs den regionala veckningen av området. Veck axlarna i området har en NNO-riktning i kustzonen och NV-riktning i områdets norra del. De stängliga områdena av BS-typ uppfattas som en typ av antiklinaler. De ovannämnda bergartstyperna skiljer sig också markant beträffande sprickigheten. BS-typens sprick bildning består av ett karakteristiskt mönster av tensionssprickor som utbildats vinkelrätt mot bergartens veckaxelriktning. Sprickor i bc-plänet förekommer dock mera sällsynt. Den planskiffriga SB- typen visar uteslutande klyvbarhet efter s-planet. N Fig. 13. Stängligheten och sprickigheten hos BS-tektoniter i Blekinge. (Enligt Larsson 1954). 47 När det gäller Blekinges landskap påpekade Larsson den markanta skillnaden mellan det platåbetonade granitlandskapet och kust gnejsernas landskap som präglas av öppna dalar samt låga kullar och ryggar. Larsson betonade också att de Fennoskandiska meta- sedimentområdena har en annan topografi än granit-, gnejsgranit- områden. Analysen av kustgnejslandskapets formelement och deras ut bredning visade existensen av två, till form, orientering och regional utbredning, skilda landskapstyper. Typ 1: Består av asymmetriska, mot öster brantstupande, långa och låga ryggar med NNO - SSV orientering. Denna landskapstyp dominerar zoner med SB-tektoniter. Typ 2: Präglas av övervägande NS-orienterade, symmetriska, anti- klinaiformade, höga bergryggar med utpräglade ostvästliga branter. Denna landskapstyp är bunden till zoner med BS-tektoniter. Genom korrelation mellan berggrundens strukturella uppbyggnad och landskapselement fastställde Larsson två strukturlandskapstyper inom Blekinges kustgnejsområde. Morfologisk typ 1 präglas av de låga, nord-sydligt orienterade ryggarna, kontrollerade av den mot väster svagtstupande foliationen, utvecklad i SB-tektoniter. Denna landskapstyp saknar nästan helt de mot veckaxlarna vinkelräta ac-sprickorna. Morfologisk typ 2, bunden till de stängliga BS-tektoniterna, karak teriseras av nord-sydligt orienterade, antiklinaiformade, höga berg ryggar med välutvecklade, ost-västligt orienterade ac-sprickor. Larsson påpekade avslutningsvis, att det är den äldre deformationen, som sätter sin prägel på kustgnejsernas landskap, medan inflytandet av de postkristallina påfrestningarna influerar landskapet i mycket låg grad. 48 Spricktektonikeris betydelse för Fennoskandias landskapsrelief har betonats av många svenska och finska geomorfologer (De Geer 1889a, Asklund 1923, Kaikko 1933, Björnsson 1936, 1937, Tanner 1938, Nordenskjöld 1944 m fl). I samband med planeringen av en ca 60 km lång tunnel mellan Helsingfors och Hausjärvi studerade Niini (1968) sprickfrekvensen i ca 100 borrhål huvudsakligen lokaliserade i sedimenttäckta dalar. Samtidigt under söktes terrängtopparnas berggrund och dess sprickighet. Seismiska mätningar utfördes för att fastställa de eventuella svaghetszonerna i da larnas fasta berggrund. Undersökningen visade följande, statistiskt bekräftade resultat. Undersökningsområdets topografiska höjder domi neras nästan helt (85%) av de motståndskraftiga granitoida berg arterna, medan andelen av de ofta biotitrika och skiffriga metasedi- menten,samt de breccierade bergarterna är hög i dalarna. Således har dalarna inom områden med granitisk berggrund ett högt inslag av meta- sedimentbergarter. Sprickfrekvensen visade sig vara låg på de topo grafiska höjderna,medan den var genomgående hög i dalarna, oberoende av bergtypen. Studiet av de förekommande daltyperna visade ett direkt samband mellan ökande sprickfrekvens och längden av dalen. Berg grundsvariationers inverkan på topografin diskuteras inte närmare i u ppsatsen. B Fig. 14. Sprickfrekvensförändring med ökande avstånd från en kross zon. A - syd-väst och nord-ost orienterade dalar B- andra depressioner (Enligt Niini 1968). 49 7 NYA FORSKNINGSRÖN MED ANKNYTNING TILL FENNOSKANDIAS BERG GRUNDSMORFOLOGI. Många av sjuttiotalets geovetenskapliga forskningsresultat har bi dragit till ökad förståelse för den fennoskandiska berggrundytans morfologiska utformning. Den nuvarande uppfattningen om Sveriges prekambriska berggrund sammanfattas av Lundqvist (1979). Nya detaljrika berggrundsgeologiska kartblad (1:50 000) med spricktektoniska och magnetiska kartor gör det m öjligt att i detalj studera berggrundsvariationerna både i material och struktur. Tyvärr är utgivningstakten av SGU:s berg grundskartor låg. Enligt "Mineralpolitiska utredningen" (1980) kommer Sverige att täckas av de moderna kartbladen först om ca femtio år om inga rationella samordningsinsatser sker. Således var saknaden av en detaljerad berggrundskarta över Umeå anledningen till upprättandet av den i del I publicerade berggrundskartan med be skrivning. Fennoskandias struktur- och spricktektonik har studerats globalt och i de talj (Strömberg 1978, Lund 1979, Tuominen 1973, Stålhös 1980, Stephansson 1978, Röshoff 1978, Henkel 1979, Lagerbeck 1977, 1978, Larsson, Lundgren, Wiklander 1977, Mörner 1977). En tektonisk modell baserad på de regionalt uppträdande makrostrukturerna, upp rättades av Stålhös (1980) för den Svekokarelska veckningsfasen i de östra delarna av Mellansverige. Under denna veckningsfas som initierades av ost-västliga kompressionskrafter veckades områdets högmetamorfa, plastiska bergarter isoklinalt. Veckaxlarna är nord- sydligt orienterade och veckaxelplänen stupar svagt mot ost. De under veckningen sannolikt redan stelnade äldre plutoniska berg arterna gav upphov till en tvärveckning som präglas av ost- västligt orienterade och mot öster brantstupande veckaxlar och stängligheter. Veckstrukturer, liknande Mellansveriges, framträder i Umeåtraktens berggrund (se sid 41). Fennoskandias seismo-tektoniska zoner här undersökts och samman ställts av Strömberg (1976), Stephansson (1978) och Tuominen, 50 Aarnitalo, Söderholm (1973). Recenta förkastningar i norra Sverige och norra Finland har studerats av Kujansuu (1964), Mörner (1977), Lagerbäck (1977, 1978) och Henkel (1979). Jordskorpans tjocklek och kontinuitet har undersökts bl a längs den i Vä sterbotten lokaliserade Blå vägen-profilen (Lund 1979). Fennoskandias palezoiska utveckling med hänsyn till paleogeografi och paleoklimatologi samt hav-kontinentfördelning, återges av Scotese m fl (1979) sammanställda "paleozoiska baskartor11 (se sid 67). De sannolika jordskorpsrörelserna och epeirogenetiska förändringarna i No rdatlanten och deras samband med paleoceanografiska och paleo- klimatologiska förändringarna under kenozoikum och kvartär har under sökts av Mörner [(1980a) se sid 69]. Abrahamsson (1974), Tikkanen (1981) studerade georeliefen i norra resp syd-östra Finland» Trots att d eras undersökningar berör områden som skiljer sig från varandra med hänsyn till berggrundens material och ålder, kunde Abrahamsson och Tikkanen konstatera ett samband mellan georeliefen och bergartsvariationerna. Abrahamsson bevisade att inom Äkäslompolos prekambriska berggrund är alla högre fjäll uppbyggda av kvarsit medan samma bergart saknas i kr ingliggande flackare terräng som utgörs av mindre motstånds kraftiga bergarter (fig 15). Kujansuu (1967) påpekade att berg grundens inverkan på reliefen i västra finska Lappland är så över tygande att man får anse att alla större morfologiska element ut görs av förändringar i det geologiska materialet. Inom området mellan Björneborg och Nystad konstaterade Tikkanen (1981) markerade olikheter i georeliefen som orsakats av skillnader i vittringsresistensen hos subjotniska graniter och jotniska sand stenar och diabaser* Största höjdskillnader (45-50 m) visar arealer uppbyggda av sandstenar respektive diabaser (fig 16). 51 1 ru lîitiî t th 2 mini i ,. .'U'Î'XM!»!'!' teiisüii wmmrm iâ.î :ÎH —rdt Mk::JfAY:i iwiwyW ixmi *' iiiM •M,,M llm SSI!IMI!w'WìkWI!I !I!I|«Ì* :n«; §m>M Kvartsit 4 s Gabbro 7 s Fylliter Berggrunden 2 = Granit 5 = Gn ejs 8 s Amfiboîtier, 3 s Kvarts-och granodtortt 6 = S kiffrar grönsten Kvart si I Amfiboia Skiffer Grani Jtvartsit Dioril Kvart sit Diorit K v « kvartsit Sk * skiffer Skiffer Fig. 15. Äkäslompolos berggrund och georelief. (Enligt Abrahamsson 1974). 52 Q..2 O 5 10 15 20 25 km O 10 20 30 40 km Fig. 16. Relationen mellan georeliefen och bergartsvariationen inom områden Kuivalahti-Selkäkangas (A) och Saarnijärvi- Köyliönjärvi (B). Bergartsbeteckningar: (1) diabas, (2) sandsten, (3) rapakivigranit (4) svekokarelska meta- morfa bergarter och intrusiv. (Enligt Tikkanen 1981). Karna Lidmar-Bergströms (1982) avhandling behandlar södra Fenno- skandias prekvartära geomorfologiska utveckling. Skriften publi cerades ca två veckor innan denna avhandling trycktes. Undersöknings området är beläget mellan Laholmviken i västkusten och södra delen 2 av Smålands peneplan och omfattar ca 1560 km . Med hjälp av resi dual flinta avgränsades utbredning av kretaceiska sediment till maximal höjd på 100-120 m. Vidare beskriver undersökningen två serier av erosionsytor som uppträder inom södra Fennoskandia. Åldern hos den första gruppen kunde fastställas med hjälp av ö ver täckande sedimentavlagringar. På så sätt identifierades erosions ytor äldre än kambrium, jura och överkrita. Den andra serien utgörs av morfometriskt fastställda, trappstegsordnade pediplanytor av förmodad tertiär ursprung. Dateringsförsök av dessa erosionsytor utfördes med hjälp av vittrad flinta. Den äldsta av dessa erosions ytor uppträder på ca 300 m:s nivå medan den yngsta förekommer ca 75 m under nuvarande havsytan. Dessa erosionsytor jämförs med de tertiära erosionsgenerationerna i Västerbotten som beskrevs av Rudberg (1954). 53 KATTEGAT HALLANO SMÂLANO PERMIAN -TRIASSIC Climat*: warm. arid fiaxura zona Procaasaa: with fracturas •tripping, padimantation RHAETIAN -JURASSIC C limata kaolinitic saprofita warm, humid Procassas: corastonaa FsrmO'Triaasic ETCHPV.AINS cTR^0 EARLY- MIDOLE PARTL* CRETACEOUS Climate Procaaaaa atcfting. stripping Jurassic Climata-. •rid (V corastona Procaasaa •tripping, padtmantatio* (?) Uppar Cratacaoua and Danian EOCENE - OLIGOCENE Climata warm, humid cool, arid Procaasaa i atching MIOCENE-PLIOCENE Climata: i wsnvVf I coo», ar id; f eaot, humid Procaasaa: residuai flints atching, »trtppmg ramnanta of padtmantation; Uppar Cratacaoua »tripping 1 Kama Udmar-aargatrôm Fig 17. Prekvartär utveckling av Feniioskandias syd-västra del. (Efter Karna Lidmar-Bergström 1982). 54 I överensstämmelse med denna avhandling betonar Lidmar-Bergström paleoklimatets stora betydelse vid utformningen av Fennoskandias geofelief. Avslutningsvis presenterar Lidmar-Bergström en modell av södra Fenno skandias prekvartära utveckling (fig 17). Modellen är baserad på Melhorn & Edgars (1976) geodynamiska utvecklingshypotes för kratoniska områden, samt klimat-geomorfologiska resultat. Huvuderosionsytorna är enligt denna hypotes produkter av havsregresion som initierades av isostatiska, epeirogenetiska eller eustatiska rörelser. Södra Fennoskandias erosionsytor har enligt Lidmar-Bergström (1982) sin ursprung i havsnivåförändringar och inte i den av Davis (1899) häv dade älvserosionen. 8 UMEÅS LANDSKAPSRELIEF OCH GEOLOGISKA MATERIAL ^ Unde rs öknings syfte Den föreliggande undersökningens ändamål är att utifrån en detaljerad berggrundskännedom (se del I sid 1-42) studera sambandet mellan under sökningsområdets geologiska material och lanskapsrelief. Intresset är inriktat mot den inom Umeåområdet uppträdande, geomorfologiskt särpräglade, kustslätten och Norrlandsterrängen. 8.2 Landskapet inom Umeå kommun Undersökningsområdets utsträckning och topografi beskrivs kortfattat i del I sid 3. Med hhänsyn till arbetets inriktning skall en utför ligare beskrivning av Umeåtraktens topografi och morfologi redovisas här. Landskapet i Umeå utgör en del av det i Sverige vitt utbredda pre- kambriska peneplanet (Högbom 1910, Tanner 1938, Rudberg 1954). Fennoskandias upprepade höjdlägesförändringary initierade av epeiro genetiska och glacial-eustatiska rörelser (Mörner 1977, 1978, 1979, 1980), orsakade sannolikt en upprepad morfologisk regenerering av det ovannämnda prekambriska peneplanet. 55 Enligt Rudberg (1954) karakteriseras Västerbottens storskaliga mor fologi av med kusten längsgående zoner, kustslätten, Norrlands terrängens kuperade övergångsregion, inlandsslättemas region, för- fjällsregion och fjällregion. Terrängen stiger tämligen jämnt (1:3) från kusten till fjällen. Kustområdet sluttar dock brantare än inlandszonen, som håller konstant topphöjd över en sträcka på 150 km. Undersökningsområdet som i stort sett avgränsas av topografiska Umeå- 2 kartan i sk alan 1:25 000 och täcker ca 350 km innefattar delar av både kustslätten och Norrlands kulliga terräng. Gränsen mellan dessa två landskapstyper löper i no rd-ostlig riktning i stort sett dia gonalt över Umeås topografiska karta (se fig 18). Gräns mellan Norrlandsterräng och kustslätt Fig 18. Översiktskarta över undersöknings Obbolal Holm sund området med tre utvalda i detalj studerade arealer. 56 Kustslättens landskap är övervägande flackt. Effekten förstärks genom att alla de vida sänkorna är fyllda med tjocka avlagringar av svallsediment och fluviala sediment. Umeås vida slätter utnytt jades tidigare för intensivt jordbruk men numera är stora slätt arealer bebyggda p g a Umeåtätortens befolkningsexpansion. Enstaka, låga (30-50 m), nord-sydligt utsträckta, ofta kalspolade bergryggar avbryter ställvis slättens enformighet. Norrlandsterrängen domineras däremot av ta lrika kullar med växlande utsträckning, avskilda med smala, tämligen brantstupande dalar. Svallsedimenttäcket är tunnare här jämfört med kustslätten. Umeälven som i nor d-västlig riktning diagonalt övertvärar undersökningsområdet, bildar flertaliga forsar inom Norrlandsterrängen. Trappstegsformade älvsterrasser vittnar om hur älven successivt har skurit sig in i sina egna avlagringar, ofta ända ner till berggrunden. Inom kust slätten är Umeälvsdalen däremot flack, fylld av ä lvssediment. Rudbergs (1954) gränsdragning mellan kustslätten och Norrlands terrängen är baserad på den relativa höjden (Hr), nivåskillnaden mellan krönet och intill liggande dalytan. Således karakteriseras den av Rudberg fastställda kustregionen av Hr < 50 m , Norrlands terrängen av Hr = 50-100 m och Norrlands kulliga terräng av Hr > 10 0 m. De i U meå utförda fältundersökningarna, borrningarna och seismiska jorddjupbestämningarna (Orrje & Co 1971, 1972, 1973) pekar på att inom kustslättens dalar är sedimenttjockleken 15-50 m medan inom Norrlandsterrängen är dalarnas sedimentavlagringar utrensade av ero- sionen,vilket med stor sannolikhet är orsaken till de inom regionen uppmätta högre Hr-värdena. I denna uppsats fastställdes gränsen mellan kustslätten och Norrlands kulliga terräng med hjälp av den morfometriskt bestämda landskaps karakteristiken. Umeås kustslätt domineras (ca 85%) av breda, flacka eller skålaktiga dalar [Röbäcksslätt (6d), Västerslätt (7d), Tavelsjö (7e), Sävarslätt (8e) m m sparsamt avbrutna av 40-70 m höga, över vägande nord-sydligt utsträckta bergryggar (15%) Mariehem (7e), Ham- rinsberget (7e), Lilljansberget (7e), Degermyrberget (7e) mm]. De 57 100-180 m höga bergkullarna är däremot den ledande (70%) formen inom Norrlandsterrängen medan dalarnas arealmässiga andel utgör ca 30%. 8.3 Landskapsreliefen med hänsyn till olika parametrar Bergarts- och strukturvariationer, exogena krafter och inte minst tiden,är de faktorer som påverkar berggrundsreliefens utformning (Sparks 1972, Hills 1972, Davis 1899 m fl). I det följande diskuterar författaren Umeå-berggrundens anisotropa egenskaper samt dess håll fasthet och beständighet mot den fysikaliska och kemiska vittringen. I syfte att undersöka de olika bergarternas resistens mot mekanisk påverkan gjordes ett antal sliptalsbestämningar^ (hos två prov även 2 ) 3) 4) bestämningar av flisighetstal , sprödhetstal och styrkegrad ). Analyserna utfördes vid Statens väg- och trafikinstitut i Lid köping och Västerbottensgrusförädlingens laboratorium i U meå. Analys resultaten redovisas i tab ell 8 sid 61. Nedbrytande krafters karak tär och intensitet under paleozoikum, mesozoikum, kenozoikum och kvartär uppskattas genom studier av den paleoklimatologiska och epeirogenetiska utvecklingen under dessa eror. Sammanförandet av landskapsreliefen med de viktigaste variablerna visar berggrundens betydelse för landskapsgestaltningen. 8.3.1 Umeåberggrundens anisotropi Det för amatören till synes monotona "gråberget11 i Ume å visar vid närmare petrografiska studier stora variationer både i struktur och material. Bergarts- och strukturförändringarna är anledningen till att Umeå-berggrundens fysikaliska egenskaper såsom hårdhet, sprick benägenhet samt dess vittringsresistens förändras. Flera tidigare gjorda skandinaviska undersökningar berörande pre- kambrisk berggrund med liknande egenskaper pekar på att landskaps- 1) Sliptal: (se bilaga 2). 2) Mått på kornformen för en bergartsfragment uttryckt som för hållandet mellan bredden och tjockleken, längd/tjocklek. 3) Mängd av material {vikt%) som krossas vid krossningsförsök ut förda med fallkammarapparat. 4) Måttet på materialets slaghållfasthet 1-3. 1 = s tarkaste mat. De finieras av stenmaterialets flisighetstal och sprödhetstal enligt R4A: s diagram. 58 reliefen påverkats antingen av bergartsvariationer (Niini 1964, Kujansuu 1967, Abrahamsson 1974) eller berggrundens strukturella uppbyggnad (Larsson 1954, Niini 1968). 8.3.1.1 Materialvariationer Den petrografiska analysen av Umeås berggrund (del I sid 1-42) visar att utöver de dominerande metasedimenten förekommer inom undersök ningsområdet en rad olika bergarter av sannolikt djupmagmatiskt ur sprung. En övervägande del av dessa bergarter har sammanveckats med metasedimentbergarterna och präglas av samma metamorfosgrad (hög- gradsmetamorfos under intermediära P-förhållanden). De bergartstyper som kan vara av b etydelse för undersökningsresultatet skall nedan behandlas med hänsyn till sin sammansättning, uppbyggnad och utbredning. 1) Metasedimentbergarterna (metagråvackor) representeras i Ume å av två varianter: la) Biotit-plagioklasskiffrar som är mörka, starkt skiffriga,fin korniga - medelkorniga (0,1 - 0,5 mm) bergarter med utpräglad grano blast isk textur. Mineralsammansättningen utgörs av biotit (22-30 vol%), kvarts (23-43 vol%) och fältspat (plagioklas) (32-53 vol%). Ca 60% av undersökningsområdets area utgörs av d enna bergartstyp. Ib) Ådergnejser är ljusgrå, gnejsiga, medel-grovkorniga, ojämnkorniga, heterogena bergarter med växlande, klart avgränsade, mörka, biotitrika och ljusa, kvarts-fältspatsdominerade partier (ådror, sliror). Biotit- halten är klart lägre än hos biotisplagioklasskiffrarna (5-25 vol%), kvarts- och fältspathalten överstiger vanligtvis 25 vol%. Granat, cordierit, andalusit-sillimanit är för bergarten signifikanta mineral. Ådergnejserna är mindre frekventa (ca 20% av tot arean) än biotit- plagioklasskif frarna och uppträder mest inom undersökningsområdets östra och västra del. 59 2) Äldre granitoider representerades i Um eåtrakten av gnejsiga, ofta stängliga, medel-grovkorniga (1-6 mm), jämnkorniga, grå tonaliter. Biotithalten växlar mellan 9-28 vol%. Kvarts och fältspat kan hos dessa bergarter uppnå 39 vol% resp 66 vol%. Hos vissa varianter alternerar biotit med hornblände (1-21 vol%) och/eller pyroxen (3-6 volZ). Äldre granitoider bildar några mindre massiv i Skr avel- sjö (6c), Djäkneböle (6c) och Tjälamark (8d). 3) Djupgrönstenar är ett samlingsnamn för metamorfoserade, mörka mag- matiska djupbergarter med melatonalitisk - pyroxenitisk sammansättning. De i Umeå uppträdande djupgrönstenarna domineras av m örka, massiva eller svagt förgnejsade, medel - grovkorniga (1—4 mm) jämnkorniga dioriter - kvartsdioriter (Biotit 30-50 vol%, kvarts 5-15 vol%, plagioklas 25-50 vol%, pyroxen 3-5 vol%). Deras förekomst är koncen trerad till området mellan Umeå (7d, e) och Holmsund (5e). I H olmsund och Obbola påträffades djupgrönstenar med gabbroid sammansättning (Biotit 2-12 vol%, hornblände 47-71 vol%, plagioklas 23-41 vol%). 4) Regenererade och/eller mobiliserade biandbergarter (se del 1 sid 30-34) bildar massformiga kroppar av mörka, biotitrika, grovkorniga (1-20 mm) fältspatögonförande bergarter med granodioritisk - grani- tisk sammansättning (biotit 16-21 vol%, kvarts 32-41 vol%, K-fältspat och plagioklas 37-47 vol%). Fältspater hos dessa bergarter är ofta medium - starkt sericitiserade och/eller kaoliniserade. Mindre kroppar av denna bergartstyp uppträder jämnt utspridda över under sökningsarean. 5) Granit-pegmatit mobilisât är en ljus, medel - grovkornig (1-10 mm) massivt uppträdande bergart av granitisk sammansättning. Glimmer halten är låg hos denna bergartstyp (2-14 vol%) medan fältspat och kvartshalterna är höga (58-61 resp 25-39 vol%). Det granitiska mobi- lisatet är ofta granatförande. I Umeå är den areella representationen av denna bergartstyp liten (ca 0,2% av den totala arean). Bergartens morfologiska betydelse är dock stor. 6) Amfibolitiserade basiska vulkaniter utgör endast litet inslag i den prekambriska Umeåberggrunden och har därför underordnad be tydelse för områdets berggrundsmorfologi. 60 7) Berggrunden invid kroppar av de ovannämnda äldre djupbergarterna präglas av bandade gnejser, som anses vara biandbergarter mellan metasedimenten och de eruptiva bergarterna. Bandens tjocklek varierar från några mm till fyra cm. Successiv övergång från svagt invaderade biotitskiffrar till rena eruptivbergarter iakttogs t ex på Troll berget (8c) och Stora Degerberget (8b). 8.3.1.2 Bergarternas fysikaliska och kemiska vitt ringsbenägenhet Bergarternas resistens mot den mekaniska påverkan har undersökts med hjälp av s liptalsmetoden (bil 2). Ur dia grammet 8 framgår att biotit-plagioklasskiffrarnas nötningsresistens är betydligt sämre än hos de övriga bergartstyperna. De kvarts- och fältspatrika äldre granitoiderna (tabell 8) utgör tillsammans med det icke analyserade granitiska mobilisatet Umeås mest nötningsbeständiga bergarter. Dia gram 8 visar även biotithaltens inverkan på nötningsresistensen. Umeåtraktens biotitrikaste bergarter är dels djupgrönstenar med dioritisk - kvartsdioritisk sammansättning (prov 790518-1), dels de ursprungligen sedimentära biotit-plagioklasskiffrarna. Hos dessa bergarter varierar biotithalten mellan 29-51 volZ respektive 26-55 vol%. Trots det nästan likvärdiga biotitinnehållet är biotit- plagioklasskif frarnas sliptal generellt högre än djupgrön- stenarnas. Detta tyder på att nötningsmotståndskraften delvis på verkas av bergartens texturella uppbyggnad. Samma fenomen påverkar sannolikt även de äldre granitoidernas sliptalsvärden. Trots att Svartbergets (780825-2) svagt förgnejsade, medelkorniga (1-3 mm) tonalit innehåller mer biotit och mindre kvarts än tonaliten från Djäkneböleklinten (780612-2), som dock är starkt gnejsig och grövre i ko rnstorleken, visar den förra högre nötningsresistens. Den del av biandbergarter som drabbats av den i del I (sid 3 0-34) beskrivna regenerationen, genomgick delvis strukturell och texturell förändring. Regenererade djupbergarter är således massformiga och har heteroblastisk uppbyggnad med fältspatporfyroblaster. Alla analyserade prov av denna bergartstyp präglades av medium - kraftigt sericitiserade och/eller kaoliniserade palgioklaser. Fält observationerna bekräftade misstanken om regenerationens negativa 61 Diagram 8. Umeåbergarternas nötningsresistens i rel ation till biotithalten. ® DJUPGRÖNSTEN • ÄLDRE 6RANIT0I0ER + BIOTI T- PIAGIOK L ASSKIF FER • METAVULKANIT + 810708-1 0790518-1 + 810728-1 O 780816-2 078 0808-1 800604-1* I— sliptal 90 100 110 120 130 140 160 170 180 190 200 210 O/cm* Tabell 8. Sliptalsanalyser av u tvalda bergarter från Umeå. Prov nr Lokal Bergart Sliptal 770719-1 Hamptjärnsberget Grå tonalit 120 (8d ) Umeå (gnejs) 780816-2 Dj äkneböleklinten Grå tonalit 120 (6c ) Umeå (gnejs) 780825-2 Svartberget (5c) Grå tonalit 89 Umeå (massformig) 790518-1 Torrberget (6b) Mörk diorit 139 Umeå (gnejs) 790920-3 1 km N om Hamp- Biotit-plagio- 140 tjMrnsberget (8d) klasskiffer 810708-1 Brännlandsberget Biotit-plagio- 200 ©c ) Umeå klasskiffer 62 inverkan på bergartens vittringsresitens jämfört med de icke regene- rerade äldre granitoiderna. Den kemiska vittringsbenägenheten är antagligen också beroende av både mineralsammansättningen och bergartens textur. Biotit-plagio- klasskiffrarnas rostiga vittringsprodukter samt förekomsten av djup- vittringszoner i de nna berggrundstyp (Åhman 1961) vittnar om berg artens känslighet för den kemiska vittringen. De med biotit-plagio- klasskiffrarna tidigare jämförda djupgrönstenarna visar däremot inga tydliga tecken på kemiska nedbrytningsprocesser, trots att deras mineralsammansättning präglas av flera kemiskt metastabila mineral så som Ca-plagioklas och hornblände. 8.3.1.3 Migmatiseringsgrad Inom det undersökta området varierar migmatiseringen starkt hos de olika bergartstyperna och ökar på så sätt berggrundens anisotropa egenskaper. Medan de äldre granitoiderna är nära nog oberörda av migmatiseringsprocessen, visar djupgrönstenarna ofta ett oregelbundet nät av ljusa kvarts-fältspatådror. De största variationerna i mig matiseringen förekommer hos metasedi- mentbergarterna. Migmatiseringsgraden är hög hos de ursprungligen muskovitrika ådergnejserna som på sina ställen övergår till slir- gnejser, eller granitiskt mobilisât (fig 1, 2). Biotit-plagioklas- skiffrar är däremot svagt migmatiserade och behåller i hö g grad sin primära uppbyggnad (fig 3, 4). De kvarts- och fältspatrika ådrorna eller banden ökar ådergnejsernas och biandbergarternas motstånds kraft. Starkt ådriga eller tätbandade bergartssekvenser är följakt ligen mer resistenta mot både mekanisk och kemisk vittring än de glimmerrika, starkt folierade sekvenserna av en och samma bergart. 63 8.3.1.4 Variationer i U meåberggrundens strukturella uppbyggnad Kontraster mellan kustslättens och Norrlandsterrängens strukturella uppbyggnad (del I sid 41-42) och sprickighet påverkar med sannolikhet Umeåberggrundens relief. Kustslättens karakteristiska struktur är den nord-sydligt strykande, mot ost svagt stupande (20°) förskiffringen. Veckaxlarnas strykning har samma riktning. Hos områdets metasedimentbergarter framträder med förskiffringen parallell klyvbarhet som i si n tur föranleder subhorisontell avsöndring av metasedimentskivor (fig 17). Dessa är lättillgängliga för de utrensande exogena krafterna. De övriga, kompetenta bergarterna som antingen är sammanveckade med meta- sedimenten (djupgrönstenar, äldre granitoider), eller uppträder diskordant mot dessa (regenererade och/eller mobiliserade biand bergarter, granitiskt mobilisât) kunde på så sätt framrepareras och framstår oftast som utpräglade bergryggar. Inom den strukturellt komplicerade Norrlandsterrängen är det dock vissa strukturdrag som sannolikt är av betydelse för landskaps reliefen. Det är framför allt den för området karakteristiska brant stupande bergartsförskiffringen (fig 18) samt den i nor r och söder välutvecklade ost-västliga stängligheten som med sannolikhet bidrar till den från kustslätten avvikande landskapsutformningen. I likhet med kustslätten, präglas Norrlandsterrängens metasediment av klyv barhet som är parallell med foliationen. Sprickorna stupar dock brant - vertikalt och gynnar därför inte den tidigare nämnda sub- horisontella avsöndringen av metasedimentskivor. Å andra sidan kan denna spricktyp tänkas initiera t ex den kemiska vittringen, då vatten fritt kan tränga mellan glimmerskikten. I samband med ut byggnaden av vattenkraftstunneln i Norrfors beskrev Âhman (1961) förekomsten av en ca 8 m bred djupvittringszon i metasediment- bergarterna. Bildningen av denna zon tillskrevs den kemiska djup- vittringen. Fig. 19. För kustslätten typiska folierade, flackstupande biotit-plagioklasskiffrar med i s—planet markerad klyvbarhet. Röbäck. Foto: Karel Miskovsky. Fig. 20. Norrlandsterrängens brantstupande biandbergarter med konform inlagring av basisk metavulkanit. Torrberget. Foto: Karel Miskovsky. 65 Den ost-västligt strykande foliationen och stängligheten påverkar sannolikt bergryggarnas orientering. Som exempel på detta fenomen kan nämnas Djäkneböleklinten (6c) och Hamptjärnkomplexet (8d), vilkas längdaxlar är ost-västligt orienterade. En annan i Umeå observerad strukturell landskapspåverkan utgör de regenererade och/eller mobiliserade biandbergarterna som ofta bildar mot omgivningen diskordant uppträdande, domformade bergkullar. 8.3.1.5 Förekomsten av postkristallina sprickzoner Som tidigare sagts (se del I sid 42) är sprickfrekvensen inom under sökningsområdet relativt låg såväl på topparna som i dalarna. De yngre posttektoniska sprickgenerationerna utgörs i Ume å dels av öppna, nord-sydligt eller ost-västligt orienterade sprickor ofta läkta med kvarts eller pegmatit, dels av slutna sprickor som i no rd- sydlig och nord-västlig riktning övertvärar de äldre bergarts strukturerna. Med hänsyn till de tidigare publicerade undersökningarna (Larsson 1954, Niini 1968) ägnades särskilt intresse åt d alarnas sprick- frekvensstudier. Delar av den torrlagda och välblottade Umeälvs- fåran vid Norrfors (8b) och Sörfors (8b), och delar av centrala Umeå undersöktes makroskopiskt respektive geofysiskt (Orje & Co 1971, 1972). Trots några geofysiskt indicerade, ojämnt fördelade låghastig- hetszoner (3500-400 m/sek) i centrala Umeå, kunde inte någon nämnvärd ökning av sprickfrekvensen inom dalarna konstateras. Jämför man sprickigheten hos olika bergartstyper, kan man säga att de kompetenta basiska, täta djupgrönstenarnas uppsprickning är ställvis märkbart starkare än hos de omgivande metasedimenten. Fig. 21, Sprickfrekvens i Umeälvsfåran i Norrfors. Foto: Karel Miskovsky. Fig. 22. Sprickmönster och sprickfrekvens i bergtäkten på De ge rmy rb er ge t. Foto: Karel Miskovsky. 67 8.4 Regionens paleogeografi, paleoklimatologi och epeirogenetiska rörelser som mått på exogena krafters karaktär och styrka I ö verensstämmelse med Davis^(1899) teori kan man säga att berggrunds reliefen är en produkt av en långvarig nedbrytningsprocess som under flera geologiska perioder påverkade den i dage n exponerande berggrunden. Karaktären och styrkan av de nedbrytande krafterna samt variationerna i det geologiska materialet är de för berggrundsreliefens utformning av görande faktorerna. Rekonstruktionen av de paleogeografiska, paleoklimatologiska samt epeirogenetiska förhållanden är därför nödvändig för uppskattningen av exogena krafters karaktär, styrka och omfattning. Mycket tyder på att Fennoskandias prekambriska berggrund var penepla- niserad redan långt före kambrium (Högbom 1924, Tanner 1938, Rudberg 1954). Under sin senare existens regenererades Fennoskandias peneplan flera gånger beroende på dess skiftande paleogeografiska läge och epeiro genetiska förhållanden. Fennoskandias paleogeografi, paleoklimatologi och till en viss grad även epeirogenes under paleozoikum, redovisas av S cotese m fl (1979). Enligt de av S cotese sammanställda paleozois- ka "baskartorna" låg Skandinavien i mit ten av ordovicium i när heten av sydpolen. Stora delar av landytan var då nedsänkta i ett grunt hav. Under silur, devon och även karbon, perm var Fennoskandia belägen vid eller nära ekvatorn till stor del exponerad för exogen påverkan (fig 23). Under mesozoikum var klimatet varmt. Trias präglades av torrt, konti nentalt klimat medan under jura och krita var klimatet fuktigt (Lowenstein-Epstein 1954, Frakes 1979). Avsaknaden av mesozoiska sediment i norra Fennoskandia tyder på att berggrunden här var utsatt för exogen nedbrytning även under denna era. 68 I Kambrium H Ordovicium mSilur 12 Devon — Kontinent — Grundhav X Karbon 3D Perm Fig. 23. Fennoskandias paleogeografiska läge under proterozoikum. (Efter Scotese m fl, 1979). FÄRÖARNA - ISLAND - RYGGEN -1000 m FENNQSKANDISKA SKÖLDEN -500 g -500 PALEO- PL IO-,STO CEN CEN KRITA ICENIEOCENI OLIGOCEN MIOCEN •1500 n—i—r^n——r-~i—i ^ Fig. 24. Approximativa eustatiska förändringar i Fennoskandia och Färöarna-Island-ryggen under de senaste 100 milj åren. (Modifierat efter Mörner 1980). 69 Nordatlantens och Skandinaviens kenozoiska och kvartära skorprörelser, paleogeografi och paleoklimatologi studerades av Mörner (1980). Enligt Mörner höjdes den fennoskandiska berggrunden snabbt med minst 600 m vid gränsen mellan oligocen och miocen för ca 22,5 milj år sedan. Denna rörelse kompenserades av en nedsänkning av ryggen Island- Färöarna. En påtaglig nedsänkning av Fe nnoskandia började i pl eistocen för ca 0,9-0,8 milj år sedan. I fle ra omgångar sjönk landytan under täm ligen kort tid med ca 500-1000 m. De mesozoiska och tertiära strand linjerna deformerades drastiskt så att de numera brant stupar mot centrum av den Baltiska skölden där de skulle ligga ca 500-1200 m under havsytan. Kompensationen av den na nedsänkning skedde antagligen genom upplyftning av Island-Färöarryggen samt Rhenområdet. Maximi- centrat för både de kenozoiska och kvartära vertikala skorp- rörelserna placeras av Mörner i trakt en av Bottenviken (fig 25) som också är en seismiskt och tektoniskt orolig zon (Båth 1979). Enligt Mörner (1980, 1981) försämrades klimatet över Nordeuropa drastiskt från den senare delen av pliocen (2,5-2,4 milj år). Sedan dess var Skandinavien ofta invaderad av landisen. Ytterligare klimatför sämring med tätväxlande glaciala och interglaciala perioder in träffade i pleistocen för ca 0,9-0,8 milj år sedan. Mörner för modar att den drastiska klimatförsämringen initierades av den ovannämnda upplyftningen av ryggen mellan Island och Färöarna, vilket förhindrade utbytet av vattenmassor mellan det kalla Norska havet och Nordatlanten. Av de ovan sammanfattade teorierna framgår många för berggrunds reliefens utformning betydelsefulla iakttagelser. Fennoskandias långvariga paleozoiska vistelse i ekv atoriala trakter måste ha gynnat den kemiska vittringen av dess exponerade delar. Erosionens och denudationens styrka ändrades växelvis genom de u pprepade keno zoiska - kvartära upphöjningarna och nedsänkningarna. Klimatför sämringen medförde upprepade nedisningar som under de senaste 2,5 ailj åren slutligen omskulpturerade den antagligen starkt ned- vittrade fennoskandiska skorpan. 70 ifp MD U iL P Fig. 25. Fennoskandias vertikala rörelser under kenozoikum och kvartar (efter Mörner 1981). A. Upphöjning för ca 22,5 milj år sedan. B. Nedsänkning under de senaste 0,8 milj åren. C. Postglacial landhöjning under de senaste 13 000 åren. D. Genomsnittsvärden för den nuvarande landhöjningen (efter Balling 1979). E. Seismiskt aktiv zon (Båth 1978). F. Jordskorpans ungefärliga tjocklek (efter Bungum 1979). 71 8.5 Morfometrisk korrelation av georeliefen och berggrunds variationerna 8.5.1 Allmänt om mor£ometri Inom naturgeografin används morfometrin sedan 1930-talet (Behrens 1953). Denna metod ger möjlighet att med hjälp av aritmetiska stor heter och utan subjektiva värderingar kunna studera och korrelera flera landskapsvariabler. Den statistiska redovisningen av t e x olika variablers beroendegrad kan på ett enkelt sätt redovisas genom olika former av databehandling (Clarke 1966, Zakrzewska 1967). Sålunda är valet av det statistiska basunderlaget en för resultatet avgörande faktor. 8.5.2 Den morfometriska landskapsanalysens metodik och resultat 1 avsikt att med hänsyn till material och form i det alj studera undersökningsområdets skilda landskapstyper, nämligen kustslätten och Norrlandsterrängen, valde författaren tre rektangulära prov- 2 . • ytor av vardera 30-40 km . Provytorna lokaliserades så att den första (diagram 13) representerar kustlandskapet, den andra (diagram 11) avbildar Norrlandsterrängen och den tredje provytan (diagram 9) övertvärar gränsen mellan de ovannämnda landskaptyperna (se fig 18). Med hänsyn till kartskalan (1:25 000) och områdets morfologi valdes rutnätets punktäthet till 1 cm. För nätets samtliga skärningspunkter fastställdes följande variabler. 1) Höjd över havet Genom interpolering mellan topokartans höjdkurvor bestämdes punkter nas höjd med ± 1 m. Källa: Topografisk Umeåkarta i ska la 1:25 000. 2) Bergartstyp Källa: Konceptkartan i sk ala 1:25 000 till berggrundskartan över centrala delar av Umeå kommun. 72 3) Berggrundens strukturella drag. De i fält genomförda strukturmätningarna infördes i bl ockdiagrammen i form av strukturtecken och skraffering. Relationerna mellan provytornas variabler redovisas dels grafiskt, dels numeriskt. Den grafiska sammanställningen sker i fo rm av tre dimensionella blockdiagram med införd topografi , bergartsgränser och områdets generella strukturdrag (se diagram 9,11 och 13). Över höjningen av blockdiagrammens topografi är ca 12x. Studiematerialets numeriska behandling presenteras i tabe ll 9-14 och diagram 10, 12 och 14. Med hjälp av korstabeller studerar man de förekommande berg artstypernas representation inom rangordnade landskapsavsnitt. I tabellform redovisas också de övriga statistiska data som maximi- minimihöjder för bergarternas uppträdande, statistiskt medelvärde och standardavvikelse. 1) Blockdiagrammen avbildar landskapets topografi inklusive de lösa avlagringarna. 73 8.5.3 Delanalysernas resultat Area 1 Area 1 rep resenterar övergången mellan kustslätten och Norrlands terrängen och avgränsas i ost och väst av b yarna Röbäck (7d) respek- 2 tive Djäkneböle (6b). Områdets yta är ca 30 km och innefattar Röbäcksslätten (6d) samt bergkomplexet Djäkneböleklinten - Skravelsjöberget (6c). Gränsen mellan kustslätten och Norrlands terrängen löper i nord -västlig riktning över undersökningsområdets rektangulära, ost-västligt utsträckta yta. De lågt belägna landskaps- avsnitten (20-60 m) utgör ca 74% av den totala ytan. Djäkneböleklinten är områdets högsta punkt och uppnår 131 m. Av de inom området förekommande bergarterna utgör biotit-plagioklas- skiffer ca 80%, äldre granitoid 18%, djupgrönsten 1% och granitiskt mobilisât 1%. Nord-sydligt strykande, mot öster flackt stupande foliation präglar undersökningsområdets östra del, medan foliationen stryker både nord-sydligt och ost-västligt inom de v ästra delarna. Stupningen är genomgående brantare här än i den östra delen. Numerisk analys av bergarternas fördelning över landskapssnitt ordnade efter stigande höjd visar två motsatta trender (tabell 9 och diagram 10). Biotit-plagioklasskiffrarnas dominans är hundraprocentig i de lägsta landskapsdelarna. Med stigande höjd minskar dock deras areella andel och från 100 m:s nivå saknas denna bergartstyp helt. Äldre granitoi- dernas spridning visar motsatt tendens. Bergarten dominerar de högst belägna nivåerna, medan förekomsten av äldre granitoider är mycket sällsynt i da larna. Inom area 1 är frekvensen och kroppstorleken hos djupgrönstenar och mibilisat alltför liten för att nämnvärt påverka landskapsreliefen. 75 Tabell 9. Area 1. Bergarternas fördelning inom olika höjdklasser. Höjdklasser 1) Antal punkter i, 1 2) % rad 20-40 m 41-60 m 61-80 m 81-100 m 100- m 1 < rad i 3) % kolumn Biotit-plagioklas- 1) 218 128 50 ! 14 0 , 410 skiffer 2) 53,2 31,2 12,2 ! 3,4 0 ! 79,9 j 3) 97,8 82,1 61,7 i 37,8 0 ij !I i ; Granitiskt 0 0 2 i 0 ! 5 2 4 ! mobilisât 0 0 1 °.° 50,0 0 0,8 ; 1 0 0 i 2'5 1 5'4 i 0 i ii 1 1i Äldre 2 26 29 21 16 94 granitoid 2,1 27,7 30,9 22,3 17,0 ! 18,3 ! 0,9 16,7 35,8 56,8 100,0 ii i !I H; Dj upgrönsten 3 2 0 i 0 0 i 5 ' 60,0 40,0 o ! 0 0 1,0 1 1,3 1,3 0 i 0 0 1 1 X kolumn 223 156 81 ! 37 16 i 513 ! 43,5 30,4 7,2 3,1 100,0 15,8 1 1 Tabell 10. Area 1. Bergarts- och höjdfördelning. Maximal Minimal Medel Standard höjd höjd värde avvikelse Topografi 131 21 49,1 21,6 höh m Biotit-plagio- 95 21 43,0 16,4 klasskiffer Mobilisât 95 75 84,5 9,5 Äldre granitoid 131 40 74,9 21,8 Djupgrönsten 45 34 39,6 5,0 76 Diagram 10. a) Areal 1. Bergarternas fördelning inom olika nivåer. 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 04 möh 0-40 40-60 60-80 80-100 >100 b) Areal 1. Bergarternas procentuella spridning över undersökningsarean. 0.8% Biotit-plagioklasskiffer Äldre granitoid Ojupgrönsten Mobilisât 18.30/0 1.00,0 79.9% 77 Area 2 Området är ca 4 x 8 km stort och har nord-sydlig utsträckning. Av- gränsningen i söder utgörs av byarna Djäkneböle (6b) och Bösta (6b) Area 2 representerar Norrlandsterrängen och ca 74% av dess yta ligger ligger på 80-120 m:s nivå. Områdets medelhöjd är 96 m. Berggrunden domineras av biotit-plagioklasskiffrar (77%). Övriga bergarter är ådergnejser 15%, djupgrönstenar 3,8% och granitiskt mobilisât 3,2%. Trots sin tämligen ringa utbredning har dock åder gnejserna och mobilisatet stor betydelse för landskapsreliefen (se diagram 12), eftersom områdets högsta toppar såsom Degerberget (7b), Kangeroberget (6b) och Vitberget (7b) är uppbyggda av dessa berg arter. Djupgrönstenarnas förekomst är däremot bunden till de lägre bergryggarna såsom Torrberget (6b) och Jan-Persberget (6b) med en maximal höjd på 115 m. Förgnejsningen av områdets bergarter stryker övervägande nord-sydligt och stupningen är brant-vertikal. 79 Tabell 11. Area 2. Bergarternas fördelning inom olika höjdklasser. Höjdklasser 1) Antal punkter 2) % rad 21-40 m 41-60 m 61-80 m 81-100 m 101-120 m 121-140 m 141-160 m 161-180 m ^rad 3) X kolumn Biot it -p 1 ag iokl as- 1) 1 12 65 245 65 18 0 0 406 skiffer 2) 0,2 3,0 16,0 60,3 16,0 4,4 0 0 76,9 3) 100,0 100,0 100,0 91,1 52,4 38,3 0 0 Re gene re rad 0 0 0 2 0 0 0 0 2 biandbergart 0 0 0 100,0 0 0 0 0 0,4 0 0 0 0,7 0 0 0 0 Âdergnej s 0 0 0 7 46 18 6 2 79 0 0 0 8,9 58,2 22,8 7,6 2,5 15,0 0 0 0 2,6 37,1 38,3 85,7 66,7 I 1 Granitiskt 0 0 0 0 4 11 1 1 1 17 0 0 0 0 23,5 64,7 5,9 5,9 mobilisât 1 J'2 0 0 0 0 3,2 23,4 14,3 33,3 !i Äldre 0 0 0 0 4 0 0 0 ! 4 granitoid 0 0 0 0 100,0 0 0 0 1 0,8 0 0 0 0 3,2 0 0 0 Djupgrönsten 0 0 0 15 5 0 0 0 j 20 0 0 0 75,0 25,0 0 0 0 ! 3,8 0 0 0 5,6 4,0 0 0 0 ^ kolumn 1 12 65 269 124 47 7 3 528 0,2 2,3 12,3 50,9 23,5 8,9 1,3 0,6 100,0 Tabell 12. Area 2. Bergarts- och höjdfördelning. Maximal Minimal Medel Standard höjd höjd värde avvikelse Topografi 166,0 33,0 95,6 19,4 höh m i Biotit-plagio- 133,0 33,0 89,6 u.» 1 i klasskiffer . i Regen och mobil 95,0 91,0 93,0 2,8 blandbergarter Ådergnejser 166,0 92,0 118,3 15,8 Mobilisât 163,0 113,0 130,9 13,8 Äldre granitoid 115,0 103,0 110,7 5,7 Djupgrönsten 112,0 83,0 94,0 8,8 80 Diagram 12. a) Area 2. Bergarternas fördelning inom olika nivåer. 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 •>' /j 0 möh 20-80 80-100 100-120 120-140 140-160 >160 b) Area 2. Bergarternas procentuella spridning över undersökningsarean. 15,0 o/o 3,2 0/0 0,8 % 3,8 % 76.9 O/o Biotit -plagioklasskiffer Ådergnejs Äldre granitoid Djupgrönsten Mobilisât 81 Area 3 Som framgår av figur 18 är denna provyta placerad inom kustslätten och innefattar de östra delarna av tätorten Umeå samt området mellan Umeå och Holmsund, öster om Umeälvens fåra. Undersökningsarean har formen av en rektangel (ca 4,5 x 9 km) med nord-sydligt orienterad långsida. Ca 78% av den totala ytan utgörs av b reda slätter med höjder på 0-40 m ö h. De högsta bergryggarna är ma ximalt 75 m höga. Biotit-plagioklasskiffer är också här den dominerande bergartstypen (ca 50%). Av de övriga bergarterna utgör ådergnejserna 22%, rege- nererade biandbergarterna 16%, djupgrönstenarna 9,5%, äldre granitoi- derna 2% och det granitiska mobilisatet 1,5% av den totala ytan. lso- klinala veck med nord-sydligt orienterade veckaxlar och mot öster flackt stupande veckaxelplan är de för området karakteristiska struk turdragen. I öv erenskommelse med area 1 och 2 visar area 3 ett tydligt samband mellan landskapsreliefen och bergartsfördelningen. Huvuddelen av de lägst belägna landskapsavsnitten (0-20 m) utgörs av biotit- plagioklasskif frarna , medan det granitiska mobilisatet dominerar kust slättens höjdområden. I likhet med area 2 bildar djupgrönstenarna de lägre (20-60 m) bergryggar som i det ta landskap har n ord-sydlig ut sträckning. Inom kustslätten bildar ådergnejserna inga utpräglade bergformer, utan uppträder tillsammans med biotit-plagioklasskiffrarna invid bergryggarna. De regenererade biandbergarterna påträffas såväl i de flacka landskaps avsnitten som på höjderna. Fältundersökningarna visade dock att dessa bergarter nästan alltid bildar små bergkullar som höjer sig över om givande metasedimentbergarter. Exempel på detta är t ex Rödberget (7d) samt höjderna kring Yttertavle (6e). Beroende på de n kraftiga fält- spatiseringen uppträder dessa bergkullar ofta diskordant i fö rhållande till de rådande bergartsstrukturerna. 82 o o JU CO CO t ö cu 4-1 CU M •rl öO u :cd ócd bO *d CU ÖO II M fcO II u II II u J* II CO cd a> u < ro U öO cd 83 Tabell 13. Area 3. Bergarternas fördelning inom olika höjdklasser. Höjdklasser 1) Antal punkter C rad - 1 0 r i c o o 3 0 c - 2) % rad 00-20 m 21-40 m B 4) ant punkter : 3) % kolumn 5) % totalt 1 Biot it-plagioklas 148 1) 133 63 ! 0 4) 344 skiffer 2) 38,7 43,0 18,3 i 0 5) 50,3 3) 76,4 41,3 46,0 0 Regenererad 26 48 32 2 108 biandbergart 24,1 44,4 29,6 1,9 15,8 14,9 13,4 23,4 13,3 . Ådergnejs 5 125 19 'o ^ 149 3,4 83,9 12,8 0 21,8 2,9 34,9 13,9 0 i i 11 Granitiskt 0 0 1 9 10 mobilisât 0 0 10,0 90,0 1,5 0 0 0,7 60,0 I j Äldre 0 0 !i 6 , h 9 ^ granitoid 0 0 66,7 ; 33,3 1,3 0 0 4,4 20,0 I Djupgrönsten 10 37 16 1 1 64 15,6 57,8 25,0 1 ,6 1 9,4 5,7 10,3 11,7 6,7 £ kolumn 174 358 137 ' 1.5 684 25,4 52,3 20,0 1 100,0 1 2-2 Tabell 14. Area 3. Bergarts- och höjdfördelning. Maximal Minimal Medel Standard- höjd höjd värde awike lse Topografi 75,0 1,0 30,5 15,8 höh 1 Biotit-plagio- 55,0 1,0 25,3 16,9 klasskiffer i !i i Reg biand 70,0 10,0 34,5 14,0 1 bergarter Ådergnejser i 54,Ö 17,0 34,0 7,1 biandbergarter Mobilisât 75,0 59,0 66,3 4,6 Äldre granitoid 66,0 50,0 58,7 4,7 Djupgrönsten 65,0 10,0 33,4 12,2 84 Diagram 14. a) Area 3. Bergarternas fördelning inom olika nivåer. °/o Biotit - lap giok lassk if fer Adergnejs Äldre granitoid DjupgrÖnsten Regen, biandbergarter 7^1 Mobilisât /s - \ \' >1 ^ \- 11 11 11 LN' '1 'l1 y s1; ••t i ,\A 'l 1 y/ wM i—•iLïh möh 0-20 20-40 40-60 60-80 b) Area 3. Bergarternas procentuella spridning över undersökningsarean. «21.80/0 wåm 1,90/o 1.5 % 50.3% 85 Sammanfattning Av de presenterade statistiska delanalyserna framgår att ett på tagligt samband råder mellan landskapsreliefen, fördelningen av de olika bergartstyperna och berggrundens strukturella uppbyggnad. Både den grafiska och numeriska analysen visar att beroende på vittringsresistensen (se sid 60-62) och uppbyggnaden, intar varje berg artstyp ett utpräglat morfologiskt läge inom det analyserade land skapet. Sålunda framträder biotit-plagioklasskiffrar på de lägsta landskapsnivåerna medan de övriga,mer vittringsresistenta berg arterna bildar de högre belägna landskapsavsnitten. Av dessa bildar djupgrönstenarna och de regenererade biandbergarterna de lägre berg ryggarna medan de äldre granitoiderna tillsammans med det granitiska mobilisatet och ådergnejserna dominerar landskapets högsta toppar. Delanalysernas resultat pekar också på att strukturelementens stryk ning är antagligen en bestämmande faktor för bergryggarnas oriente ring. Detta framgår av diagrammen 9 och 13. 86 8.6 Umeåberggrundens relief - en produkt av selektiv vittring Hypotesen om den selektiva vittringens delaktighet vid utformningen av landskapet i Ume å får stöd av de analysresultat som presenteras i denna avhandling. Morfometriska detaljstudier (se sid 73-85) visade att både relief variationerna inom en landskapstyp och skillnaderna mellan kust slätten och Norrlandsterrängen sammanfaller med någon av för ändringarna i det geologiska materialet. Således präglas såväl kustslätten som Norrlandsterrängen av specifika berggrunds egenskaper som sammanfattas nedan. 8.6.1 Kustslättens geologiska material och geomorfologi De för Umekustslätten karakteristiska morfologiska dragen är dels de breda, öppna, lågt belägna slätterna och dels de vanligtvis nord- sydligt orienterade låga bergryggarna. Den relativa skillnaden mellan områdets högst och lägst belägna bergytor är max 100 m. Morfometrisk detaljstudie av ett för kustslätten representativt område (se diagram 13) klargjorde sambanden mellan de geologiska och morfologiska variablerna. De breda slätternas bildning kan således tillskrivas dels materialet som utgörs av de starkt förskiffrade, vittringsbenägna metasediraenten, speciellt biotit-plagioklasskiffrarna, dels den i öve r kustslätten dominerande, nord-sydligt strykande och mot öster flackstupande (20-30°) foliationen. Den med foliationen parallella klyvbarheten, utvecklad enbart hos metasedimentbergarter, gynnar avsöndringen av subhorisontella metasedimentskivor. I det fall att berggrunden av denna typ angripits av en intensiv kemisk vittring med efterföljande glacial erosion, kan detta leda till omfattande utrensning av berg materialet över stora arealer (Scotese 1979, Mörner 1980). Eftersom den subhorizontella klyvbarheten är välutvecklad såväl hos de mjuka biotit-plagioklasskiffrarna som hos de hårdare, starkt migmatiserade ådergnejserna, kan denna tänkas minska skillnader i de ssa bergarters morfologiska uppträdande, vilket också bekräftades av d en morfo metriska analysen. Det är sannolikt att även Fennoskandias övriga metasedimentdominerade och av samma strukturdrag präglade landskaps avsnitt denuderades mycket intensivare än angränsande områden med en avvikande geologisk uppbyggnad och bildar i lik het med Umeås kust region breda, lågt belägna slätter. 87 Umeslättens bergryggar utgörs nästan uteslutande av bergarter med magmatiskt ursprung. Djupgrönstenar och äldre granitoider, som utgör med metasedimenten sammanveckade bergartsskivor av 50-200 m:s mäktighet, formar de låga nord-sydligt orienterade bergryggarna. Den hos biotit-plagioklasskiffrarna och ådergnejserna så tydligt ut bildade klyvbarheten saknas helt hos dessa massivt uppträdande berg arter som ofta genomsätts av b rantstupande, slutna sprickor med nord- sydlig och nord-västlig orientering. Som exempel på denna landskaps form kan nämnas Mariehemshöjden (7e), Hamrinsberget (7e), Sofiehem (7e), Tegelbruksberget (6e) och Brattberget (6e). De resterande, ofta rundformade bergkullarna utgörs antingen av de regenererade biand bergarterna eller av det granitiska mobilisatet, såsom Bräntberget (7e), Rödberget (7d) m m. De i kus tslätten uppträdande berg ryggarnas existens kan alltså med all säkerhet tillskrivas den selek tiva vittringen. 8.6.2 Norrlandsterrängens berggrundsmorfologi i re lation till dess geologiska uppbyggnad Tätheten av 80-180 m höga bergkullar stiger avsevärt inom Umeås av snitt av Norrlandsterrängen. Höjderna 80-180 m ö h utgör här ca 70- 85% av den totala arean. Områdets geologiska uppbyggnad är som tidigare sagts (sid 41 ) mer komplicerad beträffande såväl material som struktur. Den branta berg- artsstupningen är dock Norrlandsterrängens mest karakteristiska strukturdrag. I likhet med kustslätten visar Norrlandsterrängens meta- sediment (biotit-plagioklasskiffrar och ådergnejser) en med för- skiffringen parallell klyvbarhet. Denna är dock närmast vertikalt orienterad och medför därför inte den för kusten typiska subhorison- tella berggrundsavsöndringen. De brantstupande bergarterna var dock mer intensivt utsatta för påverkan av den selektiva vittringen. Så ledes är höjdskillnaderna mellan de vittringsresistenta och vitt- ringsbenägna bergarterna större här än vid kustslätten. Inom Norr landsterrängen bildar t e x de h årda ådergnejserna toppârtier hos många av bergkullarna medan vid kusten är denna bergartstyp raorfo- logiskt jämnställd med biotit-plagioklasskiffrarna. Fig. 26. Välavrundad djupgrönsten utgör toppen av Hamrins- berget. Foto: Karel Miskovsky. * - t* >, " v Fig* 27. Bergryggen pa Bergön i Obbola består av metagabbro (mörk) som invaderades och breccierades av ljus granat- och turmalinförande pegmatit. Foto: Karel Miskovsky. 89 För övrigt utgörs bergkullarna växlande av djupgrönstenar, äldre granitoider, mobilisât samt av regenererade och/eller mobiliserade biandbergarter. På sina ställen Trollberget kan man följa bergartssuccessionen från bergfoten, som utgörs av biotit-plagioklasskiffrarna, över bergsluttningen där insalget av ådergnejser eller biandbergarter ökar till bergstoppen som antingen består av granitiskt mobilisât eller starkt regenererad och/eller mobiliserad biandbergart. Inom Norrlandsterrängen är de i dal arna exponerade biotit-plagioklas- skiffrarna ofta starkt nedvittrade. Förekomsten av enstaka djup- vit tringszoner som utbildats i des sa bergarter har rapporterats av Åhman (1961). Bergryggarnas orientering är bevisligen styrd av de förekommande strukturgeologiska variationerna. De äldre granitoidernas förgnejsning och stänglighet stryker ost-västligt inom Norrlandsterrängens Umeå avsnitt (se diagram 9 ). Följaktligen uppvisar bergryggar bestående av denna bergartstyp ost-västlig utsträckning. Komplexen Djäkneböle- klinten (6c) - SkrävelsjÖberget (6c) samt Tjälamarksberget (8d) - Hamptjärnsberget (8d) kan nämnas som exempel på detta samband. Djup- grönstenarna förekommer däremot inom områden som präglas av n ord- sydligt strykande förskiffring och bildar därför ryggar med samma utsträckning [Torrberget (6b)]. De massivt uppträdande, regenererade och mobiliserade biandbergarterna bildar tillsammans med det granitiska mobilisatet de övriga regellöst förekommande höjderna. 90 U ^ co ,0 r—1 fcû O -H 1 i —1 M 60 cu ö PL. ÎCÛ u > C0 cd rÛ tì CJ a ) •H > O U 4J •H O a e cd i-» a) fco -tz) CÖ T-l Ö :cd a) •H > U Cd O y&^-åk: J-l 4-» CÖ 4 -1 öo :cd • ÒO u >> r-\ u e u MCO M > Q) ö O no «H M 03 > CO U •iH a) u S ^ :cd m r—1 cd cd a) 6 tì v« M cd 4-J O 00^ • H O •• t—1 • H o Hd ^ 4J >>» a. O '* 3 »' H c/3 ; CO, y % .,#fl CNI ' \ «•', ;§f. 4 At>" W ti % •H y v. p4 >"'l ? 91 Fig.29.Starkt eroderad biotit-plagioklasskiffer i Umeälvens fåra. Sörfors. Foto: Karel Miskovsky. Fig.30. Detaljbild av samma område visar ero- sionens selektivitet, De mjukare biotit- rika bergartssekven serna är kraftigare nederoderade än de kvarts och fältspat- rika ljusa ådrorna. Foto: Karel Miskovsky, 92 9 DISKUSSION OCH SLUTSATSER Berggrundens betydelse för landskapsgestaltningen betonas mer eller mindre starkt i ett flertal uppsatser berörande den skandinaviska fjällkedjan (Högbom 1906, Sjögren 1909, Oxaal 1910, Frödin 1914, Holmsen 1932, Foslie 1941, 1942) och den prekambriska delen av Fenno- skandia (Högbom 1910, Nelson 1932, Tanner 1938, Nordenskjöld 1944, Larsson 1954, Niini 1968, Abrahamsson 1974). Det är dock ett fåtal arbeten som baseras på en metodisk undersökning av det tidigare nämnda sambandet. Larssons (1954) landskapsstudie visar en tydlig korrelation mellan Blekinges landskapselement och kustgnejsers strukturella uppbyggnad. I sin uppsats påpekar Larsson även den markanta reliefskillnaden mellan det granitdominerade småländska platålandskapet och landskapet inom den skiffer- och gnejspräglade blekingska kusten. Larsson citerar Björnsson (1936), som betonade det redan då välkända faktum, att Fennoskandias metasedimentdominerade områden har en annan topografi än granit-gnejsgranitregionerna. Med hjälp av databaserad morfometri konstaterade Abrahamsson (1974), att landskapsreliefen inom Äkeslompolos prekambriska berggrund i finska Lappland bestäms av bergartsvariationer. Samma observation gjordes av Kujansuu (1967) och Niini (1964). I den tidigare nämnda undersökningen (sid 48) från Helsingforsområdet konstaterade Niini (1968) en ökad sprickfrekvens i dal arna jämfört med de topografiska höjderna. Niini undersökte och bevisade statistiskt skillnader i be rgartsfördelningen mellan topp- och dal nivåerna. Således dominerar de granitoida bergarterna undersöknings områdets topografiska höjder, medan de skiffriga metasedimentbergar- ternas inslag är hög i dalarna. Trots denna iakttagelse bedömdes sprickfrekvensen ha avgörande roll vid bildningen av dalgångar inom det undersökta landskapet. 93 Med stöd av de presenterade undersökningarna och de i de nna avhandling diskuterade analysresultaten kan man säga att berggrundens selektiva nedbrytning spelar sannolikt en stor roll vid landskapsutformningen inom de prekambriska delar av Fennoskandia som präglas av i stru ktur och material varierande berggrund. Flera analyser av r epresentativa områden krävs dock för att m ed större säkerhet kunna avgöra den ovan nämnda hypotesens generella giltighet. När det gäller undersöknings områdens omfattning och lokalisering, visade denna Umeåstudie att satsningen på flera geografiskt och geologiskt i de talj kända, mindre områden, ger säkrare resultat än översiktliga studier av stora land skapsdelar, där underlagsmaterialets generalisering ofta utraderar många berggrunds- och landskapsdetaljer som är av betydelse för undersökningsresultatet. Inom det undersökta området förekommer två-tre av de tretton, trapp stegsvis ordnade, olikåldriga västerbottniska erosionsgenera- tionerna, fastställda av Rudberg. Som framgår av det i denna av handling presenterade materialet kan såväl dal- och höjdskillnaderna inom kustslätten och Norrlandsterrängen som de geomorfologiska olikheterna mellan dessa två landskapstyper förklaras med hjälp av de konstaterade berggrundsvariationerna i både material och struktur. Hypotesen om den selektiva vittringens betydelse vid r egenerationen av den redan under kambriet peneplaniserade Fennoskandian får också stöd av de nya forskningsrönen beträffande paleogeografin, paleo- klimatologin och epeirogenetiska skorprörelser (Scotese m fl 1979, Mörner 1977a, b, 1978, 1979a, b, 1980a, Strömberg 1978, Stephansson 1978, Båth 1979). Rekonstruktionen av F ennoskandias paleoklimatologi antyder att dess bergyta påverkades under paleo- zoikum och mesozoikum av intensiv, selektivt verkande kemisk vitt- ring medan i slutet av kenozoikum och under kvartären omformades det antagligen starkt nedvittrade landskapet av de under ca 2,5 milj år upprepade nedisningarna. De av Mörner m fl studerade snabba upphöjningarna och nedsänkningarna av den Fennoskandiska jordskorpan talar däremot inte för den cyk liska hypotesen som förutsätter en långsam, under mycket lång tid fortgående kontinuerlig landhöjning. 94 10 SUMMARY (The relief of the Precambrian bedrock of Umeå, S.E. Västerbotten) The aim of this study is to investigate the relationship between bedrock relief and geological material by means of a detailed analysis of t he bedrock. Situated in the central part of Umeå 2 commune m south-eastern Västerbotten, the study area is ca 350 km in extent and is composed of Precambrian bedrock. The investigation is presented in two parts; the first deals with the geological aspects, while the second is concerned with the geomorphology and provides a synthesis of the relationships between geological material and relief. The lack of d etailed geological information necessitated the mapping of the bedrock, which was carried out by the author during the period 1975-1980. In part one the results of this work are presented in the form of a map at a scale of 1:50 000, together with a description (pp 1 - 42 ). The bedrock of Umeå forms a part of t he Svecokarelian orogenic belt, which extends into Central and Northern Sweden as well as i nto Southern and Central Finland. The age of the Svecokarelian bedrock has been estimated to be 2000- 1750 million years. The dominating supracrustal rocks of the investigated area are meta-greywackes alternating with meta-argillites. The argillites were transformed into veined garnet-cordierite-sillimanite/ andalusite gneisses, whereas the greywackes became biotite- plagioclase schists. The veined gneisses of Umeå are often mixed with layers of primorogenic-synorogenic intrusive rocks. The thickness of the layers varies between a few centimetres and two decimetres. Intrusive rocks, most likely of primorogenic-synorogenic origin, constitute approximately 5-10% of the entire research area and are concentrated in the eastern, northern, and southern portions of the map. In Umeå the basic intrusives are represented by dark, coarse grained rocks of pryoxenitic, gabbro, dioritic, quartz-dioritic, and 95 mela-tonalitic composition. The granitoid meta-intrusives are represented by gr eyish medium-coarse-grained, gneissic tonalités. In a previous study (Gavelin 1955a) these rocks were regarded as even-grained variations of the serorogenic Revsundfs granite. The locally strong schistosity (parallel to the meta-sediments), migmatization, and mineral composition indicate, however, the primorogenic-syorogenic origin of the above-mentioned intrusives. A po rtion of the meta-intrusives contaminated a varying amount of the meta-argillites which were originally rich in muscovite. During the culmination of metamorphism these transitional rocks were regenerated and/or remobilisated. As a consequence of the regeneration, the mineral composition and th e structure of the rock changed. Rock of t his type has a g ranodioritic-granitic com position and is ch aracterized by a mor e or less abundant occurrence of potassic feldspar and plagioclase (^20-30^ megacrysts. Mobil- isate transitional rocks often contain fragments of both meta- sediments and intrusives. Serorogenic eruptive rocks occur sporadically in the investigated area. The texture of the granitic mobilisate varies from aplite to pegmatite. The rocks form either plugs or pegmatite dikes which appear intrusively. A short description of the investigated rocks of Umeå will now be given. The planimetrie analyses are summarized in Diagrams 1,2,6 and 7. Chemical analyses of the particular rock types will be found in Tables 2 to 7. The nomenclature of the igenous rock follows the recommendations of Strockeisen (1967) and I UGS (1973). The mineralogical and chemical compositions of the veined garnet- cordierite-sillimanite/andalusite gneisses (Fig 1) are shown in Table 1. Apart from quartz, plagioclase, biotite, cordierite, and sillimanite/andalusite, the potassic feldspar is an important constituent of t his type of rock. The potassic feldspar is certainly not a p rimary component of th e sediment. It has been created as a product of the reaction between primary muscovite and quartz during the culmination of metamorphism. The Niggli values (t, mg, k, c, fm, si) and the content of minor constituents are presented in Tables 96 2 to 7. The meta-argillites are fairly rich in SiO^ and usually have a high surplus of aluminium (Niggli t-value). The biotite- plagioclase schists (meta-arenites) are fine-grained, poorly- veined, schistose rocks (see Fig 2 and 3). The main constituents of quartz, plagioclase, and biotite are equally represented; however, potassic feldspar is absent in these rocks. Mineralogical and chemical properties of the biotite-plagioclase schists are summar ized in Diagram 1 and T able 3. Unlike the veined gneisses, the biotite-plagioclase schists have a fairly small aluminium surplus. The basic vulcanites (tuffs and tuffites) of the investigated area were transformed inte fine-grained, layered or banded amphibolites. The main mineral constituents are amphibole, plagioclase, biotite, and klinopyroxene, in descending order of importance. The mineral ogical and chemical composition of the meta-vulcanites is presented in Diagram 2 and Table 4. Using a chemical classification based on the relationship between the SiO^ and Zn/TiO^ ratios (Wine 1977), the analysis of three meta-vulcanites produced two subalkaline basalts and one trachyte-andesite (see Diagram 3). Primorogenic-synorogenic intrusives of basic and granitioid com position are relatively well represented in the investigated area of Umeå. The "greenstones" are the basic and probably the older variety of the former rock, represented by pyroxenites, gabbros, quartz-diorites, and m eta-tonalites. All these rocks are coarse and dark, with plagioclase (An^_^), biotite, and amphibole as the main components. The older granitoid intrusives (gneiss- granites) of Umeå remain grey, coarse tonalités with a high content of q uartz and plagioclase (An^^g). The composition of these rocks may be seen in Diagram 4 and T able 5. The transitional rocks between the older intrusives and the meta- argillites have been formed through assimilation. The strong enrichment of the muscovite in the intrusives caused a regeneration or remobilisation of the above-mentioned rocks during the orogenetic culmination of the metamorphism. The composition of the regenerated intrusives is granodioritic-granitic. The microline megacrysts and, 97 in places, the complete destruction of older structures are distinctive features of these rocks. The PT-conditions existing during the culmination of metamorphism in Umeå have been estimated as 3-4 kbar and 700°C, respectively. Part two of the investigation commences with a summary of certain earlier works relating to the Precambrian relief of Fennoscandia (Rudberg 1954, Larsson 1954, and Ninni 1968). New research findings contributing to a better understanding of the development of the Fennoscandian bedrock are presented. These studies concern Fenno scandia^ structure and joint tectonics, seismo-tectonics, palaeo- geography, palaeo-climatology, and epeirogenesis. An analysis of the parameters of importance to landscape relief has been carried out with the following results: The bedrock in Umeå displays heterogeneity with regard to its mixture of rock types and its structural composition. The resistance to both physical and chemical weathering varies considerably in the occurrent rock types, depending partly on the mineral composition and partly on the structural and textural characteristics. Biotite- plagioclase-schists and the older granitoids, together with the granitic mobilisate show the greatest variations in this respect. The migmatization is most developed in the originally muscovitic veined gneisses. Consequently, these rock types also have a high resistance to weathering. Regarding the study area's structural make-up, there appear to be clear differences between the coastal plain and the Norrland terrain. The coastal plain is characterized by shallow eastward- dipping isoclinal folds with north-south striking fold axes, whereas the fold structure of the Norrland terrain changes strike direction and, for the most part, dips steeply. No noticeable difference in joint frequency could be discerned between the peaks and troughs. According to the author, the parallel cleavability resulting from schist formation in the meta-sediments plays an 98 important role in the relief of the coastal plain and the Norrland terrain. This cleavability gives rise to a near-horizontal separ ation of the layers of meta-sediments in the coastal plain whereas in the Norrland terrain, where the schist plane dips steeply, this phenomenon is almost entirely absent. The strength and character of the destructive forces - which during the Proterozoic, Mesozoic, Tertiary and Quaternary periods affected Fennoscandia1s landscape (already peneplaned during Cambrian times) - are assessed through the study of research findings concerning the palaeo-geographic, palaeo-climatological, and epeirogenetic conditions during these periods. From this research one can conclude that Fenno scandia1 s rock surface was mostly affected by chemical weathering during the greater part of the Proterozoic, Mesozoic and Tertiary periods. During the past 2.5 million years the strongly weathered surface was resculptured by a series of glaciations. The fact that Scandinavia was uplifted and lowered several times during the Cenozoic and Quaternary periods, suggests a discontinuous development of the landscape in terms of the effect of erosive forces. Statistical correlations between the variations in rock type and relief indicate the decisive importance of the bedrock in shaping the landscape. From this investigation it is apparent that the bedrock in the low-lying parts of the landscape is composed of as much as 80-100% of easily weathered rock types (biotite-plagioclase schists) while the heights are to a similar extent made up of rocks which are resistant to weathering (older granitoids, granitic mobilisate and veined gneisses). The statistical landscape analysis also points to a certain rank order with regard to the morphological appearance of the various rock types. Consequently, both the coastal plain and the Norrland terrain are characterized by distinctive structural- geological features, which can be the cause of their specific morphological configurations. On the basis of this investigation, the bedrock relief of the Umeå area can therefore be regarded as a product of differential weathering. 99 11 LITTERATURFÖRTECKNING Abrahamsson, K.V., 1974: Äkeslompolo-områdets glacialmorfologi och déglaciation. Geografiska rapporter, Umeå universitet, 236 s. Ahlmann, H.W:son, 1919: Geomorphological studies in Norway. - Geogr Ann 1, 3-210. Ahlmann, H.W.son, 1920: Some vorking hypotheses as regards the geomorphology of south Sweden. - Geogr Ann 2, 131-145. Althaus, E., 1967: The triple point andalusite-sillimanite-kyanite. - Contr Miner and Petrol, 16, s 29-44. Althaus, E., 1969: Das system AI2O2-SÌO2-H2O. Experimentelle Unter suchungen unter Folgerungen für die Petrogenese des metamorphen Gesteine. - N Jb Miner. Abh 111, s 74-161. Asklund, B., 1923: Bruchspaltenbildungen im südöstlichen Östergötland nebst einer Übersicht der geologischen Stellung der Bruch spalten Südostschwedens, G. F. F. Bd. 45. H. 3-4. Baartmann, J.C. & Christensen, O.B., 1975: Contributions to the interpretation of the Fennoscandian Border Zone. - DGU Raekke 2, 102, 44 pp. Bakker, J.P., 1967: Weathering of granites in different climates, particularly in Europe. - In P Macar (ed): L'Evolution des versants, Congr Coll L'Univ Liège, 40, 51-68. Bakker, J.P & Levelt, Th.W.M. 1964: An enquiry into the problems of a polyclimatic development of peneplains and pediments (etchplains) in Europe during the Senonian and T ertiary Period. - Pubi Serv Geol Luxemb 14, 27-75. Behrens, S., 1953: Morfometriska, morfogenetiska och tektoniska studier av de nordvästskånska urbergsåsarna, särskilt Kullaberg. - Medd Lunds Univ Geogr Inst Avh 24, 254 pp. Behrens, S., 1960: The main features of the bedrock morphology in south and central Sweden. - SG 36, 7-23. Birot, P., 1960: Le cycle d'erosion sous les différents climats. - Curso de altos estudios geograficos 1. Centro de pesquisas de Geografia do Brasil. Rio de Janeiro. 137 pp. (English ed 1968: The cycle of erosion in different climates. - Batsford, London, 144 pp). Björnsson, S., 1936: Ett västblekingskt platålandskap. SGÅ 1936. Björnsson, S., 1937: Sömmen-Asundenområdet. En geomorfologisk studie. Medd. fr. Lunds Univ:s Geogr. Inst. Avh. IV, Lund. Brotzen, F., 1960: The Mesozoic. The Tertiary. - In N.H. Magnusson, P. Thorslund, F. Brotzen, B. Asklund & 0. Brown, E.H., 1979: The shape of Britain. - Trans IBG New Ser 4, 449-462. Brückner, W.D., 1976: Climatic change: dominant factor in duricrust formation. - Abst 25th Int Geol Congr Sydney. Vol 2, 491— 492. Büdel, J., 1980: Climatic and climatomorphic geomorphology. - Z Geo- morph Suppl Band 36, 1-8. Burri, C., 1959: Petrochemische Berechungsmethoden auf äquivalenter Grundlage. - Birkhäuser Verlag, Basel. 100 Burman, J-O., Boström, B. and Boström, K., 1977; Geochemical ana- lyses by plasma spectroscopy, G.F.F. 99, 102-110. Burman, J-0., Ponter, C. and Boström, K., 1978: Metaborate diges tion procedure for inductively coupled plasma - optical emission spectrometry, Anal Chem 50, 679-680. Båth, M., 1979: The seismicity of Sweden. - GFF 100 (for 1978), 295-299. Chorley, R.H., 1962: Geomorphology and general systems theory. U.S. Geol Sur Prof Paper 500-B, 10 p. Chorley, R.H., 1963: Diastrophic background to twentieth-century geomorphologica thought: Geol Soc America Bull, v 74, no 8, p 953-970. Clarke, J., 1966: Morphometry from maps. Essays in geomorphology. Ed bv Dury. Davis, W.M. 1889: The rivers and valleys of Pennsylvania. Nat Geog Mag, v 1, p 183-253. See also: Geographical Essays (1909), p 413-484. Davis, W.M. 1899b: The peneplain. American Geologist, v 23, p 207-239. Reprinted "with numerous minor changes" in Geographical Essays (1909), p 350-380. Davis, W.M. 1899: The geographical cycle. - Geogr J 14 (A), 481- 504. Davis. W.M. 1905: The geographical cycle in an arid climate. Jour Geol, v 13, p 381-407. See also: Geographical Essays (1909), p 296-322. Davis, W.M. 1909: The systematic description of landforms. Geog Jour, v 34, p 300-314. Davis, W.M. 1922: Peneplains and the geographical cycle. Geol Soc America, Bull, v 23, p 587-598. Davis, W.M. 1932: Piedmont benchlands and Primärrümpfe. Geol Soc America, Bull, v 43, p 399-440. De Geer, G., 1889a: Beskrifning till kartbladet Vidtskövle, Karlshamn (Skånedelen) och Sölvesborg (Skånedelen), S. G. U. Ser. Aa no. 105, 106, 107. De Geer, S., 1910: Explanation of map of landforms in the surroundings of the great Swedish lakes, S. G. U. Ser. Ba no. 7. Demek, J. (ed), 1972: Manual of detailed geomorphological mapping. 368 pp. Academia, Prague. Doornkamp, J.C., 1972: Trend-surface analysis of planation surfaces, with an East African case study. In Chorley, Richard J. (ed): Spatial analysis in geomorphology, 247-281. Methuen, London. Dumanowski, B., 1968: Influence of petrographical differentiation of granitoids on landforms. - Geogr Pol 14, 93-98. von Eckermann, H., 1938: The anorthosite and kenningite of the Nordingrå region. G.F.F. Bd 60. Eden, M.J. & Green, C.P., 1971: Some aspects of granite weathering and tor formation on Dartmoor, England. - Geogr Ann 53 A, 92-99. Einarsson, Ö., 1979: Den prekambriska berggrunden i Dobblonområdet. Västerbottens län. The Precambrian rocks of the Dobblon area. Västerbotten County. - SGU C 748. Fairbridge, R.W. & Finkl, C.W. Jr 1980: Cratonic erosional uncon formities and peneplains. - J Geol 88, 69-86. Finkl, C.W., 1979: Stripped (etched) landsurfaces in southern Western Australia. - Austr Geogr Stud 17, 33-52 (Not seen). 101 Flemal, R.C., 1971: The attack on the Davisian system of geo- morphology: a synopsis. Jour of Ge ol Ed, v 1 9, p 3-13. Floyd, P.A., and Winchester, J.A., 1978: Identification and dis crimination of altered and metamorphosed volcanic rocks using immobile elements, Chem Geol 21, 291-306. Fogelberg, P., 1973: Tor-like weathering forms in south Ostrobothnia, Finland. - Stud Geogr 33, 93-101. Förteckning över Sveriges vattenfall, 1945. Part 3. - Ed by Sver Meteorol Hydrol Anst and K Vattenfallsstyrelsen, Stockholm. Fogelberg, P., 1977: Representation of relief types in geomorpho- logical mapping of a gl aciated shield area (Finland). Fennia 151, 49-56. Fogelberg, P. & M. Seppälä 1979: Geotnorphological map of Finland 1:1 000 000. Atlas of Finland. Folio 122. Foslie, S., 1941: Tysfjords geologi. NGU, Nr 149. Foslie, S., 1942: Hellemobotn og Linnajavrre. NGU, Nr 150. Frakes, L.A., 1979: Climates throughout geologic times. Elsevier, Amsterdam, 310 pp. Frödin, J., 1914: Geografiska studier i St. Lule älvs källområde. Sthlm. Garner, H.F., 1974: The Origin of Landscapes: A Synthesis of Geo- morphology. Oxford Univ Press. New York. 734 p. Gavelin, S., 1939: Geology and ores on the Malånäs District. SGI' Ser C, No 424. Gavelin, S., 1955: Beskrivning till berggrundskarta över Väster bottens län. Urbergsområdet inom Västerbottens län. SGU Ca 37. Gavelin, S., 1960: On the Relation between Kinetometamorphism and Metasomatism in Granitization. GFF 82. Geijer, P., 1963: The Precambrian of Sweden. Reprinted from the Geologic systems: The Precambrian vol 1. Geijer, P., 1966: Cykeltänkandet och granitproblemen. GFF 87. Gjessing, J., 1967: Norway's paleic surface. - Nor Geogr Tidskr 21, 69-132. Goldschmidt, V.M., 1937: The principles of distribution of chemical elements in minerals and rocks. Chem Soc Journ, s 655-673. Corbatschev, Roland, 1968: Distribution of Elements between Cor- dierite, Viotite, and Garnet. N Jb Miner Abh 110, 1, s 57-80. Gorelov, S.K., Drenev, N.V., Meschcheryakov, Yu.A., Tikanov, N.A., and Fridland, V.M., 1970: Pianation surfaces of the USSR: Geomorphology, v 1, no 1, pp 18-29. Green, H., Green, D.H., and Ringwood, A.E., 1967: The Origin of high-alumina basalts and their relationships to quartz tholeiites and alkalibasalts. Earth and Planetary science letters 2, s 41-51. Hack, J.T. 1960: Interpretation of erosional topography in humid temperate regions. - Am J Sci 258 A, 80-97. Hallam, A., 1963: Major epeirogenic and eustatic changes since the Cretaceous and their possible relationship to crustal structure: Am Jour Sci, v 2 61, no 5, p 397-423. Hallman, A., 1975: Jurassic environments. - Cambridge Univ Press, 269 pp. Harris, S.A., and C.R. Twidale, 1968: Geomorphic Cycles, in Fair- bridge, R.W. (ed), 1968, Encyclopedia of Geomorphology: the Encyclopedia of Earth Science, v 3. Reinhold, New York, 1295 p. 102 Henkel, H., 1979: Dislocations sets in northern Sweden* GFF 100, Pt. 3, pp. 271-278. Hills, S., 1972: Elements of structural geology, 2nd ed. Chapman and Hall, London, 502 pp. HoImsen, G., 1932: Rana. Beskrivelse till det geologiske general kart. NGU, Nr 136. Huang, W.H., Kiang, W.C., 1972: Laboratory dissolution of plagioclase feldspars in wather and organic acids at room temperature, Am. Miner. 57, 1849-59. Härme, M., 1949: On a pre-glacial weathering in Tyrvää, southwestern Finland. - Bull. Comm. Geol. Fini. 144, 87-89. Härme, M., 1959: Kallioperä, 9-11. Maaperäkartan selitys. Lehti 2043, Kerava, ed. K. Virkkala. Suomen geologinen kartta. Härme, M., 1961: On the fault lines in Finland. CRSGF 33:25, BCGF 196. Högbom, A.G., 1906: Norrland, Naturbeskrifning, Uppsala. Högbom, A.G., 1910: Precambrian Geology of Sweden. Bull. Geol. Inst. Upps., vol X. IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks, 1973: Classi fication and Nomenclature of Plutonic Rocks Rekommendations. • N Jb miner Mh 1973, H 4, s 149-164. Judson, S., 1968:Erosion of the land, or what's happening to our continents?: American Scientist, vol. 56, pp. 356-374. Kaikko, J., 1933: Streifigkeit der Landschaft in Ladoga-Karelien mit besonderer Berücksichtigung ihrer Abhängigkeit vom Felsunter grund, Fennia 58, no. 4. Kaitanen, V., 1969: A geographical study of the morphogenesis of northern Lapland. - Fennia 99 (5). 85 pp. Kent, P.E., 1977: The Mesozoic development of aseismic continental margins, Jl. geol. Soc. London 134, 1-18. King, C.A.M., 1966: Techniques in geomorphology, London. King, C.A.M., 1976: Landforms and geomorphology, Halsted Press. King, L.C., 1951: The study of the world's plainlands: a new approach in geomorphology. - quart. J. Geol. Soc. London 106, 101-127. King, L.C., 1962: The morphology of the earth. - Oliver and Boyd, Edinburgh and London. 699 pp. King, L.C., 1967: The Morphology of the Earth, 2nd ed.: Oliver and Boyd, Edinburg and London, 726 p. King, P.B., Schümm, S.A., 1980: The physical geography (geomorphology) of William Morris Davies, Geo Books, Norwich, 217 pp. Kiselev, I.I., 1975: The distribution of the weathering crust in the western Kola peninsula and its palaeogeographic importance (In Russian), Izv. Vses. Geogr. 0-va 107, 324-330. Kranck, E.H., 1937: Om sambandet mellan berggrundens byggnad och to pografien i södra Finlands kustområde. Summary: On the re lationship between the stucture of the rockground and the topography of the coast region of South Finland, Fennia 63:2. Kornfält, K.A., 1976: Petrology of the Ragunda rapakivi massif central Sweden, SGU C 725. Kujansuu, R., 1964: Nuorista siirroksista Lapissa. Summary: Recent faults in Lapland. Geologi 16, 30-36. Kujansuu, R., 1967: On the déglaciation of western Finnish Lapland, BCGF 232. Kujansuu, R., 1972: On landslides in Finnish Lapland. Geol. Surv. Fini. Bull. 256, 1-22. 103 Kulling. O., 1933: Bergbyggnaden inom Bjorkvattnet-Virisen-området i Västerbottensflällens centrala del. GFF Bd 55 . Kääriäinen, E., 1963: Land uplift in Finland computed by the aid of precise levellings, 15-19. Symposium on recent crustal movements in Finland with bibliography, ed. T.J. Kukkamäki, Fennia 89:1. Lagerbäck, R., 1977: Unga rörelser i svenska urberget. Forskning och Framsteg 1977 (2), 7-14. Lagerbäck, R., 1979: Neotectonic structures in northern Sweden. GFF 100, Pt. 3, pp. 263-269. Larsson, I., 1954: Structure and landscape in western Blekinge, south east Sweden, Lund Studies in Geography, Ser. A, No 7. Larsson, I., 1963: Tectonic and morphologic studies in Precambrian rocks at ground water prospecting in South Sweden. GFF; Vol. 85, 320-340. Larsson, I., 1967: Anisotrophy in Precambrian rocks and post-crystalline deformation models. Geografiska Annaler, ser. A, 2-4. Larsson, I., 1970: Grundvatten i urberget i södra Sverige. "Grundvatten". P A Norstedt & Söners förlag, Stockholm. Larsson, I., 1972: Ground water in granite rocks and tectonic models. Nordic Hydrology 3, 111-129. Larsson, I., Torra och vattenrika bergartstyper i svenskt urberg. VATTEN, 33, 2, 96-101. Larsson, I., Fröberg, C.E., 1953: A reconstruction of an ancient folding in Precambrian. Lund Studies in Geography. Ser. A, No 6. Larsson, I., Lundgren, T., Wiklander, U., 1977: Blekinge kustgnejs, geologi och hydrologi. KBS, Nr 25, Stockholm Lidmar-Bergström, K., 1975: Berggrundsmorfologi i sydvästra Sverige, speciellt Halland. Lunds Univ. Geogr. Inst. Rapp. och Not/ 28, 34 pp. Lidmar-Bergström, K., 1982: Pre-Quaternary geomorphological evolution in southern Fennoscandia. SGU C 785, 202 pp. Ljunggren, P., 1955: Kaolinized fault zone in gneiss at Letafors, northern Värmland. GFF 77, 265-274. Ljunggren, P., 1956: Lerfyllda sprickor i den fasta berggrunden. Teknisk tidskrift 86:39. Loberg, B.E.H., 1979: A Proterozoic subductions zone in southern Sweden. Earth and Planetary Sciance Letters, 46 (1980), pp 287-294, Amsterdam. Loughan, F.C., 1969: Chemical weathering of the silicate minerals. Elsevier, New York, 154 pp. Lowenstam, H.A., Epstein, S., 1954: Palaeotemperatures of the post- Aptian Cretaceaus as determinated by the oxygen isotope method. J. Geol. 62, 207-248. Lund, C.E.,1979: Crustal structure along the Blue Road Profile in northern Scandinavia. GFF 101, Pt. 3, pp 191-204. Lundegårdh, P.H., 1960: The miogeosynclinal rocs of eastern central Sweden. - SGU C 570. Lundegårdh, P.H., 1965: Strukturella och mineralogiska bergartsegen skaper av betydelse vid utsprängning av rum och tunnlar i berg. Bergmekanik, IVAM 142, 103-107. Lundqvist, T., 1968: Precambrian geology at the Los-Hamra region, central Sweden. - SGU Ba 23. Lundqvist, T., 1973: Potash feldspar megacrysts of a granite at Skagsudde, central Sweden. - SGU C 687. 104 Lundqvist, T., 1979: The Precambrian of Sweden. SGU C 768. Löfgren, Ch., 1979: Do leptites represent Precambrian island arc rocks? Lithos 12, 159-165. Mehnert, K.R., 1968: Migmatites and the origin of granitic rocks. London, Amsterdam, New York. Melhorn, W.N., Edgar D.E., 1976: The case of episodic, continental- scale erosion surfaces: a tentative geodynamic model. Theo ries of landform development. Proc. 6th Ännu. Geomorphol. Symp. Binghamton N.Y. 1975, 241-276. Miskovsky, K., 1976: A new locality of ultrabasic rocks north of the Nordingrå field, northern Sweden. GFF 98, 180-182. Miskovsky, K., 1980: Bodens kommun från forntid till nutid. Geologi, topografi-kvartärgeologi, Luleå AB, Luleå, 11—16. Miskovsky, K., Kähr, A.M., 1980: K-Ar ages of Hattholmen anorthosite, northern Sweden. GFF 102, Pt. 3, 273-274. Miyashiro, A., 1958: Regional metamorphism of the Gosaisyo-Takanuki districkt in the central Abukuma Plateau. J. Fac. Sei. Univ. Tokio, Sci II 11, 219-279. Morfeldt, C.O., 1962: Berggrundens diskontinuiteter. Byggmästaren 41:6, 121-130. Morisawa, M., 1974: Plate tectonic and geomorphology: Recent Resear ches in Geology. Dept. of Geology, Univ. of Delhi, India 269-282. Mörner, N.A., 1977a: Past and present uplift in Sweden: glacial iso stasi, tectonism and bedrock influence. GFF 99, 48-54. Mörner, N.A., 1977b: The Fennoscandian uplift: geological data and their geodynamic implication. Abstracts symposium "Earth Rheology and Late Cenozoic Isostatic Movements", 79-92, Sthlm. Mörner, N.A., 1978: Paleogeoid changes and paleoecological changes in Africa with respect to real and apparent paleoclimatic changes. Paleoecology of Africa 10, 1-12. Mörner, N.A., 1979a: The Fennoscandian uplift: geological data and their geodynamical implication. In N.A. Mörner (ed): Earth rheology, isostasy and eustasy, 251-284. John Wiley & Sons, London. Mörner, N.A., 1979b: The Fenoscandian uplift and Late Cenozoic geo dynamics: geological evidence. GeoJournal 3(3), 287-318. Mörner, N.A., 1980: Earth movements, paleoceanography, paleoclimatology and eustasy: major Cenozoic events in the North Atlantic. GFF 102, Pt. 3, pp. 261-268. Mörner, N.A., 1981: Crustal movements and geodynamics in Fennoscandia. Tectonophysics, 71, 241-251. Naggar, M.H., Atherton, M.P. 1970: The Composition and Metamorphic History of some Aluminium Silicate-bearing Rocs from the Aureoles of the Donegal Granites. Journ Petrology 11, nr 3. Nelson, H., 1923: 0m förhållandet mellan tektonik och glacialerosion inom Säveåns flodområde. Medd. fr. Lunds Univ. Geogr. Inst. Ser. A, Nr 4, Lund. Niini, H., 1964: Bedrock and its influence on the topography in the Lokka - Porttipahta reservoir district, Finnish Lapland. Fennia 90:1. Niini, H., 1968: A study of rock fracturing in valleys of precambrian bedrock, Fennia 97. Nordenskjöld, C.E., 1944: Morfologiska studier inom övergångsområdet mellan Kalmarslätten och Tjust. Medd. fr. Lunds Univ:s geogr. Inst. Avh. VIII, Lund. 105 Orrje&Co, 1971: Dagvattentunnel Tvärån-Umeäv. Orrje&Co, 1972: Rapport över seismisk undersökning i anslutning till principutredning beträffande bergtunnlar för värmekuIvertar, Umeå kommun. Orrje&Co, 1973: Geotekniskt utlåtande för planerad bergtrunnel mellan Ålidhemsanläggningen och lasarettets pannncentral. Oxaal, J., 1910: Fjeldbyggningen i den sydlige del av Börgefjeld og traktene om Namsvandene. NGU, Nr 53. Pearce, J.A., Cann, J.R., 1973: Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis, Earth Planet. Sci Lett 19, 290-300. Pearce, J.A., Cann, J.R., 1975: Basaltic geochemistry used to investigate past tectonic environments on Cyprus, Tectonophysics 25, 41-67. Peltier, L.C., 1950: The geographic cycle in periglacial regions as it is related to climatic geomorphology. - Ann. Assoc. Am. Geogr. 40, 214-236. Penck, W., 1953: Morphological Analysis of Land Forms. Translated by H Czech and K C Boswell. Macmillan, London, 429 p. Persson, L., 1974: Precambrian rocks and tectonic structures of an area in north-eastern Småland, southern Sweden. - SGU C 703. Persson, L., 1978: The Revsund-Sörvik granites in the western parts of the province of Ångermanland, central Sweden. - SGU C 741. Ramsay, J.G., 1967: Folding and Fracturing of Rocks. Mc Graw-Hill, New York. Reynolds, H.R., 1961: Rock mechanics, Lockwood, London, 136 pp. Rudberg, S., 1954: Västerbottens berggrundsmorfologi. - Geographica 25, 457 pp. Rudberg, S., 1966: Reconstruction of polycyclical relief in Scandinavia. Nor. Geogr. Tidsskr. "0, 65-73. Rudberg, S., 1970c: The sub-Cambrian peneplain in Sweden and its slope gradient. - Z. Geomorphol. Suppl. Band 9, 157-167. Röshoff, K., 1979: The tectonic-fracture pattern in southern Sweden. - GFF 100 (for 1978), 225-261. Samuelsson, L., 1973: Selectiv weathering of igneous rocks. SGU C 690, .16 pp' Savolahti, A., 1956: The Ahvenisto massif in Finland. The age of the surrounding gabbro-anorthosite complex and the crystallization of rapakivi. Bull. Comm. gëol. Finlande, 174, 3-96. Saxena, S.K., Hollander, N.B., 1969: Distributin of iron and magnesium in coexisting biotite, garnet and cordierite. Amer. Journ. Science, 210-216. Scotese, Ch.R., Bambach, R.K., Barton, C., Van der Voo, R., Ziegler, A.M.,1979: Paleozoic base maps. J. Geol. 87, nr3, 217-277. Simonen, A., 1953; Stratigraphy and sedimentation of the Svecofennidic, early Archean supracrustal rocks in south-western Finland. Bull. Comm. gëol. Fini. 160. Simonen, A., Vorma, A., 1978: The Precambrian of Finland. In "Expla natory text to Metamorphic map of Europe" 1:2 500 000 (H.J. Zwart ed), Leiden 1978, pp 20-27. Subcomm. for the Cartography of the Metamorphic Belts of the World, Leiden, Unesco Paris. Simons, M., 1962: The morphological analysis of landforms, a new review of the work of Walter Penck (1888-1923). Trans. Institute of Brit. Geog., v 31, p 1-14. 106 Sjögren, 0., 1909: Geografiska och glacialgeologiska studier vid Torne träsk. SGU, Ser C, Nr 219. Sparks, B.W., 1971: Rocks and Relief. Longman, London. Stephansson, 0., 1979: Seismo-tectonics in Fennoscandia.GFF 100, Pt. 3, pp 239-245. Strahler, A.N., 1952: Dynamic basis of geomorphology. Geol. Soc. America, Bull., v. 63, p. 923-938. Streckeisen, A.L., 1967: Classification and Nomenclature of I gneous Rocks. N. Jb. Miner. Abh. 107, s. 144-240. Strömberg, A.G.B., 1978: Tectonic zones in the Baltic Shield. Precambrian Res., 6:217-222. Stålhös, G., 1958: En bäddformig jotnisk diabas i norra Västerbotten. With an English abstract. - GFF 80, pp 55-58. Stålhös, G., 1962: Nya synpunkter på Sörmlandsgnejsarnas geologi med särskild hänsyn till Stockholmstrakten. Summary: Aspects of the Sörmland Gneisses in Eastern Sweden. - SGU C 587. Stålhös, G., 1969: Beskrivning till Stockholmstraktens berggrund. With map to the scale of 1:100 000 (1968). English summary. SGU Ba 24. Stålhös, G., 1972: Beskrivning till berggrundskartbladen Uppsala SV och SO. Solid rocks of the Uppsala region (mapsheets Uppsala SW and SE). - SGU Af 105-106. Stålhös, G., 1975: Beskrivning till berggrundskartan Nyköping NO. Description to the map of solid rocks Nyköping NO. - SGU Af 115. Stålhös, G., 1976: Aspects of the regional tectonics of eastern central Sweden. - GFF 98, pp 146-154. Stålhös, G., 1979: Beskrivning till berggrundskartan Nynäshamn NV/SV. Description to the map of solid rocks Nynäshamn NV/SV. - SGU Af 125. Stålhös, G., 1981 10 20: A tectonic model för the Svekokarelian folding in east central Sweden. GFF 103, Pt 1, pp 33-46. Sugden, D.E., 1968: The selectivity of glacial erosion in the Cairngorm mountains, Scotland. - IBG Trains. 45, 79-92. Sutton, J., Watson, J.W., 1974: Tectonic evolution of continents in early Proterozoic times, Nature 247, 433-435. Svensson, U., 1970: Geochemical investigation of the principal Pre- Cambrian rocks of the Västerbotten County, Sweden - SGU. Tanner, V., 1936: Om peneplanet i Finland. - Soc. Sci. Fennica. Ârsb. 14:B, 3, 27 pp. Tanner, V., 1938: Die Oberflächengestaltung Finlands. - Bidrag till kännedomen af Finlands natur och folk. Utg. af Finska Vetenskaps-Soc. 86, 762 pp. Thomas, M.F., 1968: Etchplain. - In R W Fairbridge (ed.): Encyclopedia of Geomorphology. Reinhold book corporation. New York. 331-333. Thomas, M.F., 1974: Tropical geomorphology. - Macmillan, London, 332 PP* Thomas, M.F., 1976: Criteria for recognition of climatically induced variations in granite landforms. - In E Derbyshire (ed.): Geomorphology and climate. John Wiley&Sons, 411-445. Tikkanen, M., 1981: Georelief, its origin and development in the coastal area between Pori and Uusikaupunki, south-western Finland. Fennia 159:2, 254-333. 107 Torske, T., 1972: Tertiary oblique uplift of western Fennoscandia: crustal warping in conection with rifting and breakup of Laurasian continent. NGU 273, 43-48. Trendall, A.F., 1962: The formation of appearent peneplains by a process of combined lateritization and surface work. Z. Geomorph. 6, 193-197. Trudgill, S.T., 1976: Rock weathering and climate: quantitative and experimental aspects, in Geomorphology and climate. Wiley, Chichester, 59-99. Tröger, W.E., 1959: Optische Bestimmung der gesteinbildenden Minerale. Teil 1. Bestimmungstabellen. 3. Auflage. Stuttgart Tröger, W.E., 1967: Optische Bestimmung der gesteinbildenden Minerale. Teil 2. Textband. Stuttgart. Tuominen, H.V., 1961: The structural position of the Orijärvi granodiorite and the problem of synkinematic granites. C.R. Soc. gëol. Fini. 33. Tuominen, H.V., 1966a: Structural control of composition in the Ori järvi granodiorite. C.R. Soc. géol. Fini. 38. Tuominen, H.V., 1966b: On synkinematic Svecofennian plutonism. C.R. Soc. géol. Fini. 38. Tuominen, H.V., Aarnisalo, I., Söderholm, B., 1973: Tectonic patterns in the Central Baltic Shield. Bull. Geol. Soc. Finland 45, 205-217. Turner, F.J., Verhoogen, J., 1960: Igneous and metamorphic Petrology. Mc Graw-Hill. New York. Twidale, C.R., 1964: A contribution to the general theory of domed inselbergs. Trans. Inst. Br. Geogr. 34, 91-113. Twidale, C.R., 1976: On the survival of palaeoforms. Am. Jour. Sci. 276, 77-95. Twidale, C.R., 1976: Analysis of landforms. John Wiley&Sons Austral asia Pty. Sydney, 572 pp. Weinert, H.H., 1965: Climate factors affecting the weathering of igneous rocks. Agric. Met. 2, 27-42. Welin, E., 1968: Radioaktiv datering med rubidium-strontium-metoden. GFF 90. Welin, E., 1970: Den svekofenniska orogena zonen i norra Sverige - en preliminär diskussion. GFF 92, 433-451. Welin, E., Blomqvist, G., 1964: Age measurements on radioactive mine rals from Sweden. GFF 86, 33-50. Welin, E., Christiansson, K., Nilsson, Ö., 1971: Rb-Sr radiometric ages of extrusive and intrusive rocks in northern Sweden. SGU C 666. Welin, E., Lundqvist, T., 1975: K-Ar ages of Jotnian dolerites in Västernorrland County, central Sweden. GFF 97, 83-88. White, S.E,, 1968: Humid cycle, p. 538-541 in Fairbridge, R.W., ed. Encyclopedia of Geomorphology. New York: Reinhold, 1295 p. Winchester, J.A., Floyd, P.A., 1976: Geochemical magma type discri mination: Application to altered and metamorphosed basic igneous rocks. Earth Planet Sci. Lett. 28, 459-469. Winchester, J.A., Floyd, P.A., 1977: Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements, Chem Geol 20, 325-343. Winkler, G.F., 1965: Petrogeneses of metamorphic rocks. Springer Verlag. Berlin. Heidelberg. New York. Winterhalter, B., 1972: On the geology of the Bothnian Sea, an epeiric sea that has undergone Pleistocene glaciation. Geological Survey of Finland. Bulletin 258. 66 pp. 108 Wikström, A., 1979: Structure of the oldest Svekokarelian plutonics. Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar 101, 119-124. Vorma, A., 1971: Alkali feldspars of the Wiborg rapakivi massif in southeastern Finland. Bull Comm Geol. Fini 246. Wråk, W., 1908: Bidrag till Skandinaviens reliefkronologi. Ymer. Yoder, H.D., Eugster, H.P., 1955: Synthetic and natural muscovites. Geochim. Cosmochim. Acta. Vol 8, s 225-280. Zakrzewska, B., 1967: Trends and methods in land form geography, AAAG 57. Åberg, G., 1978: A geochronological study of the Precambrian of southeastern Sweden. - GFF 100, del 2. Åhman, E., 1961: An example of deep weathering in the outlet tunnel of the Stornorrfors power plant in the river Umeälven. Bulletin of the Geological Institutions, University of Uppsala 40. Angeby, 0., 1947: Landformerna i nordvästra Jämtland. - Medd. Lunds Geogr Inst Avh XII. Ångeby, 0., 1955: Toppkonstans, erosionsytor och passdalar i Jämtland och Tröndelag. - Medd. Lunds Univ. Geogr. Inst. Avh. 30. 38 pp. Ödman, 0., 1941: Geology and ores of the Boliden deposit, Sweden. - SGU C 438. ödman, 0., 1947: Manganese mineralization in the Ultevis district. Jokkmokk, north Sweden. - SGU C 487. Ödman, 0., 1957: Beskrivning till berggrundskarta över urberget i Norrbottens län. English summary: Description to Map of the Pre-Cambrian Rocks of the Norrbotten County. N Sweden (excl the Caledonian Mountain Range). SGU Ca 41. Bilaga 2 Undersökningen går ut på att bestämma stenmaterialets nötningshårdhet som är av betydelse för vägbeläggningars motståndsförmåga mot dubb- däcksslitage • Meto den är icke normerad i Sverige, men grundar sig på en i Storbritannien normerad metod (British Standard No 812, Aggregate Abrasion Value). Denna har dock modifierats för att bättre passa svenska förhållanden med trafik med dubbade däck. Bestämningen utföres på små ytbehandlingsprov bestående av partiklar av fraktion 8-11,3 mm placerade med flata ytor uppåt i ett tätt mosaikmönster i p rovplattor med dimensionen 5,5 x 9,5 cm. Vid krossat grus har partiklar med krossytor utvalts. Plattorna tillverkas genom att stenarna placeras upp och ned i fo rmar, varefter hålrummen mellan partiklarna fylles med sand och en tjockflytande härdplast påhälles. Efter härdning och bortblåsning av sanden mellan partiklarna är prov plattorna färdiga att undersökas. Bestämningen utföres med hjälp av en slipskiva av typ "Dorry Abrasion Machine11, med en diameter på 61 cm och en rotation av 30 varv/min. Två uppvägda prov, totalt belastade med 2,5 kg var, undersöktes sam tidigt. De utsattes för nötning av slippulver, Alumo nr 60, som be står av aluminiumoxid och har en kornstorlek mellan 0,125 och 0,5 mm. Vid det brittiska standardförsöket användes mjukare natursand som slipmedel. Slippulvret tillföres i överskott kontinuerligt genom 1 mm spalter och använt pulver bortskaffas bakom provkropparna med hjälp av en gummiskiva. Efter 500 varv väges proven och viktförlusten be stämmes. Av försökstekniska skäl uträknas sedan viktförlusten per yt- 2 enhet (mg/cm ) vilken definieras som det s k sliptalet. Sliptalet påverkas i stor utsträckning av de i b ergarten ingående mineralens hårdhet och även av bergartens struktur. Vid försök i prowägsmaskin har det visat sig att sliptalet korrelerar relativt väl med slitaget av dubbade personbilsdäck på ytbehandlingar. Betonas bör, att vid vägförhållanden spelar även stenmaterialens slaghåll fasthet (styrkegrad) stor roll vid sidan av nötningshårdhet. De lägsta sliptalen har hittills erhållits för vissa kvartsiter (sliptal på drygt 40), vilka sålunda har bäst motståndsförmåga mot dubbdäckss litage. Gångkvarts kan visserligen få ännu lägre sliptals- värde men har dålig styrkegrad. Porfyr hör även till de bästa sten materialen beträffande nötningsmotstånd. De flesta graniter och gnejser har sliptalsvärden omkring 100, såvida de ej är alltför glimmerrika. En glimmerrik gnejs med godkänd styrkegrad hade så lunda ett sliptal på 221. Den slets ned snabbt vid försök i prov- vägsmaskin. Kalksten uppvisar i regel ännu högre sliptalsvärden. BILAGA i BERGGRUNDSKARTA ÖVER UMEÅ MED OMGIVNING ^o; ierget "\113H ^ -p/ /. /_0 ; i#tÅs«ZjwÉ}åT 5,r; X- ^ îW^n ; A orr/nansiorf)* ,. v X/////^'^ ^ >\ìl :•" t >** fe. - i-Ersmark kjutfält o\J "ti ~~.. {•/anna boa NoI Wty /V y \-'Jjjilifrfi^\ ê& 1 / W • — - ,' f-5Vj «.. -s « •; s O-** fiderete?" / /x A 11 • V- v\V 'i/ ••', / / \ :-^V';'i !'•',! 3ÖW « „ "S „ (, " ' \. iks // / / ^/) / £ • • \/ /' , f J / ''' < ///Y v ,, ,,i ? » r ,..,p /i X ^vi{»,',,:Miwi. '' '- !'"!! "iêàÈâMi J • •••,/7?yM>/< /.'/ '> / / x u- „• " It *>//>/ s>.-y T> > ^ « J u „^n / a^/ ^-~4^x' s / S'y* Stòninysit)yran Sta berge ^ » // K C / A // ^ v t # # ~* b 4*//* > yV ^ j. ^ \\i' !/ - 7 'A'/, v'* % . %\, // ' * // ^ > ^5 „ / x^X <- -^ iat 1//. V •**... ** #V V . '*f '/ *. *s/ \ *y 5\„ / vm S'ÄÄ'1 *4y y/S& m2 s s A/, / " ,' Il t'|ll'|I \ Vi fiÄ^ = 1 f 11 11 11 // f/V >/>> KSS li v ^"i'Nydaiasjòf. . , dlii'i 1 i Iii"^ II " H * "H '' mmsmx 1 1 fm5 V Hji| n In II i[Tavlesiôn) Vj i 1 .Ï \ w , ä". «, ,- ^-; .; ;; ; K4* ^ v -r • • v -J t I I J ^ „ . MÌ •l'iil i \i \ \\-s 1 w\ \]X, i Ir/ 1'/j'M,', «Zn' < W,ï^/kV'«~k^ 1 1 l'f I 1 I , 1lhnena\ , kH i ^ywM.y.r;.'?.;,;',";'. 11 é i' ì'i' tW'r/i''Ål m 'M.'*}'• '-r, I Ull 1 30 1 „//,/, ///'V/, I. / P /1! f 'I dJJJ,1 .1*11 I.IV t '/l'l 'i.'r'i/i'IO^vjk ii,1. /. / i si ',/ fj{ f N\m liMÄl vi 0, \WMl (I tò»V'.!ìÌ \ w,y 'Vi"I nf \y\ \\w l'i' U I 1 w il N LÌJL N X \ ,1 t , I ' \ \ 1 \w* i^ :^\ii 1 yti h ,i\ \,^ v,»,M ^. « ïvB òkrav ^//r- ^N \\ \I Vi 1 •, 1,111 »11 \ ;1 I .I 11 1I I ^11V iV j i V\vv M 1111 « r\i - in i l Bjånnsjön \\h \ A1v 111.^ v/1. y1 \ M; yJ l \'ii 'ii<1..ni sm hUS ^iKN\« \ \.1 \1 111\ «/ ' i M i1 t M '.' 1Ivi 11 -I ) 1111 "fll'Hy "'T^v \ 111111 Ä4|ÄiåÄf® •m'M Ytters / vvv» S iv Sands ir Svinimêti :* i' 1 i\ Iv, _ . / /. -* -S . \ V' ,,, jteite»«'! tìlH'tì ti \ J ~L&$* li A u vw wh f,V Sù\'i:\i/ Y^vViV, , , iii'/iv, i .vMi'VVWiV A \>xh'|\41^%NKn ions 1 'l I l^ìj11 il!' i i , [I I • *• ì ' . I t i, l\ i*.\ v.* ,^,'* i TTT-rfi \ Ä\TW &îi' SfSi1 ^1' 'iNVv'' Vi i i »v •>i,l,\ \SVVrV J, FlisberftsLitunv&t K \ 1 'i r, ' 1, 11,11 VH'If' -1 i i I .018' \'ï \ 1» 1 J I I j V( ' I . ' i I Äj • •( J1.1 a cMa » v S \ ..^ \ Lényn .70 Ml»» »1 ^Äwfc4 Inneslutnîngar av metabasit X Skiffrighet med angiven stupning Österfjärden IKcjÌCJÌ •S 00 co o> ,"»,i ij u| c c a> PtrTl Aplit granit och pegmatit i g ångar och små massiv X Skiffrighet med brant stupning S* "° N r » i a \ A . vy 2 « S 5 i ^ Ostéxfjätden R |bM I Biandbergart a) regenererad b) mobiliserad X Skiffrighet, vertikalt « i CO ^ c lic Q) Tonalit - granodiorit \ Skiffrighet, stupning ej känd <:° II „ W If I* A %«' ., *«• *\\ • Wmr fi'Jv?M0! Mörk tonalit, kvartsdiorit, diorit och gabbro o Stänglighet med angiven stupning « > 1 rt » . « tt\> .. 1* l\ 00 c I — 30 \ s : 11 i E 11 n " m Pyroxenit > Veckaxel med angiven stupning , H : » ,1 " II Ü •l II (IK. ». • I. W ..CI XV.— -< / V1 t\ j 1 J I 1 Biandbergart (bandgnejs) (J Berg i dagen : • - - wm» §mv - '^I m) ' ;-r,;;ft ].«i=: ^«,u-kt.¥ . J ; CD CD p^jSSi Basisk metavulkanit Kìmoà^ o> /» iumh.i t hahannpmnm '"- mx J2 £ ; a> -O ; i r.v: CO <5 Ädergnejs « ? Maisidden 1;J- \ •' rftfertf) /I 5S" ;r ,„- JÛ 1/ ' / > 'j i l\ t'*v åOjupsunas-...-l IhT* /berget __ GO> -i2 Biotit - plagioklasskiffer 5 km ://'• f ^[ v . .O VTsu n 5. H t Ilska 3 m ^rw MKr0klaqée I c/> f\* Br;incy ,'J;jöyyilfenf / \Uil rLs X%vtran Ur topografiska kartan från Lantmäteriverket. Medgivande 82.0053. ,^:z ! ' \G rans kärs lis