GERUM
K • O
GEOGRAFISKA RAPPORTER
UMEÅ UNIVERSITET
^ 3 i-
Karel Miskovsky
BERGGRUNDSMORFOLOGISKA STUDIER
ÖVER KUSTSLÄTTEN OCH NORRLANDS­
TERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ
KOMMUN, NORRA NORRLAND
Umeå 1982
Department of Geography
University of Umeå
Rapport A: 32
BERGGRUNDSMORFOLOGISKA STUDIER
ÖVER KUSTSLÄTTEN OCH NORRLANDS­
TERRÄNGEN INOM DELAR AV UMEÅ
KOMMUN, NORRA NORRLAND
AKADEMISK AVHANDLING,
SOM MED VEDERBÖRLIGT TILLSTÅND AV R EKTORSÄMBETET
VID UMEÅ UNIVERSITET FÖR VINNANDE AV FIL OSOFIE
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. (Berggrundsmorfologiska studier över kustslätten och Norrlandsterrängen inom
delar av Umeå kommun, norra Norrland). Swedish text with a summary
in English.
Karel Miskovsky, The Department of Geography, University of Umeå,
Sweden.
ABSTRACT
The aim of this studv is to investigate interrelationships between
bedrock relief and geological material. The area of investigation
covers ca 350 km
2
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 weat hering 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 ra den: palejozoiska.
Sid 50: 4:e stycket, 2:a raden: syd-västra.
Sid 54: 2:a stycket, sista raden: älvserosionen ersätts med erosionscykeln.
Sid 55: l:a stycket, 4:e raden: "(1:3)" utgår.
Sid 66: 2:a stycket, 5:e raden (fig 19).
Sid 66: 3:e stycket, 3:e raden (fig 20).
Sid 102
Sid 102
Sid 104
Sid 106
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.
Högbom, A.G., 1912: Uber die Glazialerosion im sc hwedischen Urgebirgsterroin 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.
Markgren, M., 1962: Detaljmorfologiska studier i fast berg o c h b l o c k material. SGÅ 38, 123-169.
Markgren, M., 1964: Geomorphological studies in F ennoscandia. Vol 11
Meddelanden från Lunds univ geograf inst avh XLIV.
Sederholm, 1.1., 1910: Sur la g éomorphologie de la F inlande, M e m o i r e s
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 n o r d l i g a
delar. III. Om landisen s rörelser och afsm ältning i F i n s K a
Lappland och angränsande trakter. Fennia, 36:1.
UMEÅ UNIVERSITET
GEOGRAFISKA INSTITUTIONEN
901 87 UMEÅ
UNIVERSITY OF UMEÅ
DEPARTMENT OF GEOGRAPHY
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
1.1
INLEDNING
Undersökningssyfte
1
1
2
METODIK
2
3
UNDERSÖKNINGSOMRÅDETS GEOGRAFI OCH TOPOGRAFI
3
4
4.1
4.2
4.3
4.3.1
4.3.2
4.3.3
4.3.3.1
4.3.3.2
4.3.4
4.3.5
4.3.6
4.3.7
UNDERSÖKNINGSOMRÅDETS GEOLOGI
Svekokarelska orogena zonen
Svekokarelska berggrunden i syd-östra Västerbotten
Berggrunden inom centrala delar av Umeå kommun
Metasedimentbergarter
Vulkanogena bergarter
Primorogena - synorogena intrusivbergarter
Äldre intrusiv av basisk karaktär
Äldre granitoida djupbergarter
Regenererade och mobiliserade biandbergarter
Yngre granitiska - pegmatitiska bergarter
Metamorfosen inom Umeåområdet
Struktur och spricktektonik
4
4
6
6
7
16
21
22
23
30
35
40
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
8.1
8.2
8.3
8.3.1
3.3.1.1
3.3.1.2
8.3.1.3
8.3.1.4
UMEÅS LANDSKAPSRELIEF OCH GEOLOGISKA MATERIAL
Undersökningssyfte
Landskapet inom Umeå kommun
Landskapsreliefen med hänsyn till olika parametrar
Umeåberggrundens anisotropi
Materialvariationer
Bergarternas fysikaliska och kemiska vittringsbenägenhet
Migmatiseringsgrad
Variationer i Umeåberggrundens strukturella
uppbyggnad
54
54
54
57
57
58
60
62
63
sid
8.4
8.5
8.5.1
8.5.2
8.5.3
8.6
8.6.1
8.6.2
Regionens paleogeografi, paleoklimatologi och
epeirogenetiska rörelser som mått på exogena
krafters karaktär och styrka
Morfometrisk korrelation av georeliefen och berg­
grundsvariationerna
Allmänt om mor f omet ri
Den morfometriska landskapsanalysens metodik och
resultat
Delanalysernas resultat
Umeåberggrundens relief - en produkt av selektiv
vittring
Kustslättens geologiska material och geomorfologi
Norrlandsterrängens berggrundsmorfologi i rel ation
till dess geologiska uppbyggnad
67
71
71
71
73
86
86
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 mellandelen består av regenererad, fältspatiserad biand­
bergart.
Foto: Rolf Eklund.
FÖRORD
Under perioden 1975-1980 utförde författaren en berggrundskartering 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 o lika 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 f järranalysen 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 W ilhelm 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 plasmaexitering (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 r epresenterade i ana lys­
resultatet, dels genom att vissa element uppträder i form av a ndra
kemiska föreningar än oxidform, som anges i a nalysresultatet. För
att k unna 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 e konomiska 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 metavulkaniterna, kompletteras den på modala sammansättningen grundade
indelningen med kemiska analyser av standardelement (Si, Ti, Fe, Mn,
Mg, Ca, K, Na) samt spårelement Zr och Cr. Vulkaniternas klassifikation baserad på SiC^, TiC^ och Zr har utarbetats av Wine (1977). Med
IUG:s (Subcommission on the systematic of Igneous Rocks 1973)
rekomendationer har tillämpats vid djupbergarternas klassificering.
Migmatiternas systematik utgår från Mehnert (1968). Som underlag
till berggrundskartan användes topografiska kartan 1:50 000,
20 K Umeå NV, SV och SO.
3
UNDERSÖKNINGSOMRÅDETS GEOGRAFI OCH TOPOGRAFI
Det undersökta området upptar ca 350 km
2
och omfattar den syd­
östra delen av U meå kommun (syd-östra Västerbotten). Arealen av­
gränsas i sto ra drag av t opografiska 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 ostvästligt 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 i nom 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 se dan
(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 Skelleftefältet är såväl sura som basiska vulkaniter representerade. Dessa
betraktas av vissa forskare som ett resultat av öbågevulkanism
knuten till subduktionszoner (Löfgren 1979, Loberg 1979). Den gråvackedominerade Härnöserien omfattande berggrunden i Å ngermanland,
östra Västernorrland och östra delarna av Västerbotten, innehåller
*
i mot sats härtill endast sporadiska inslag av basaltiska - andesitiska lavor och tuffer.
På ett tidigt, primorogent - synorogent stadium intruderades den
svekokarelska suprakrustalen av differentierade eruptivbergarter
med gabbroid - granitisk sammansättning. Dessa primorogena intrusioner benämnes populärt "gnejsgraniter" eller "urgraniter".
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 metamorfoserades till finkorniga amfiboliter, sura vulkaniter till hälleflintor 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 granodioritiskagranitiska 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 syd östra Västerbotten
De sydöstra delarna av Västerbotten utgör en fortsättning av Härnöserien och består huvudsakligen av migmatiserade metagråvackor
(Lundqvist 1979). Enligt Gavelins (1955a) beskrivning intruderades
de västerbottniska kustgnejserna av en jämnkornig variant av 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 metaargillitiska led) samt biandbergarter av gnejsgraniter och metasediment. 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 mfibolitomvandlade 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 metasediment utgör en fortsättning av den s k Härnöserien och har betraktats
som derivat av eugeosynklinala gråvackor (Lundqvist 1979, Lundegårdh
1960).
Metagråvackor och metaargilliter uppträder i växlande mängder. Däre­
mot saknas nästan helt de mera kvartsrika subgråvackebetonade mosandiga plagioklaskvartsiterna kända t ex från Mellansverige (Stålhös
1969, 1972, 1974, 1975 och 1979). Gråvackesedimenten har givit upphov
till de svagt migmatiserade biotit-plagioklasskiffrarna, medan de
lerrika argilliterna omvandlats till de ofta starkt migmatiserade
granat-, andalusit/sillimanit-, cordieritförande ådergnejserna.
Relationen mellan biotit-plagioklasskiffrarna och granat-cordieritådergnejserna inom den undersökta arean är ca 3:1. Lokaler typiska
för granat-cordieritådergnejsernas förekomst är Stadsliden i Umeå (7c)^
och Obbola vid färjläget (4e). Biotit-plagioklasskiffrarna påträffas
t e x norr om Hamptjärnsberget (8d) och dominerar Umeälvsfårans berg­
grund.
1) Hänvisning till ekonomiska kartbladets nummer.
8
Metasedimentbergarternas petrografi och kemi
Adergnejserna är delvis mycket heterogena med avseende på mineralsammansättningen. Med anledning härav redovisas mineralinnehållet i
dessa endast som halvkvantitativa analyser (se tabell 1), vilka in­
delar mineralen i hu vudmineral (> 25 vol%), väsentliga mineral
(5-25 vol%), underordnade mineral (1-5 volZ) samt accessoriska
mineral (< 1 vol%). Biotit-plagioklasskiffrarna som sammansättningsmässigt är mera homogena,har analyserats planimetriskt och deras
modala sammansättning presenteras i di agram 1. Sistnämnda bergarts­
typ består genomgående av kvarts (25-45 vol%), plagioklas (oligoklasandesin, 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 mineralsammansättning är d äremot 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 någ ra 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 k lara, oregelbundna korn eller som pinitiserade
pseudomorföser. De grovkorniga (2-5 mm), ljusa ådrornas mineral­
sammansättning är kvarts > kal ifältspat > p lagioklas = biot it >
muskovit.
Fyra kemiska analyser varav två av vardera biotit-plagioklasskiffer
och granat-cordieritådergnejs framgår av tabellerna 2 och 3. Nigglis
t-värde visar obetydligt aluminiumöverskott hos biotit-plagioklasskiffrarna medan motsvarande överskott hos cordieritådergnejserna
är normalt högt i ett av fallen. Biotit-plagioklasskiffrarnas cvärde 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-cordieritådergnejserna.
9
Diagram 1. Mineralvariationer inom biotit - plagioklasskiffrarna
från Umeå.
0
1
Prov nr
in
o
lO
o
o
00
CM
0
1
T—
ro
CN
O
UD
o
<N
cn
o
cn
1
o>
UD
o
O
G)
T—
X5
00
(NI
CM
LO
O
O
00
<D
O
O)
t^
I249j25.2t^i34.1j26.5|22.5j
Biotit
53.4:32.3:35.1
Plagioklas
nP
o
>
nMm
Kvarts
An %
30
35
30
35
25
40
0,5
0,5
0,1- 0,1- 0,5- 0,3
0,5 0,5 1
Apatit
Zirkon
Kornstorlek mm
Kemisk analys
K
K
10
U
O)
co
•r->
cu
§0
u
CU
o
oed
•H
M
0)
•H
T5
M
O
0
1
4-»
cd
s
CM
2
***
cd
rH
1
CO
cd
rH
M
O
ÖO
CM
CO
4J «H
00
*4 PM
m
o
o
U
cd cd
> rH
4-J
cd
u
4J *H
U
> CU
O
M T}
CO M
2 o
So
a.
CO
4J 4J
•rH rH
4J :cd
•H
O MH
•ri 1
PQ ^
4J
•H
MH
cd
U
Ö
O
M
u
«H
O M
ÖO
cd
>
•H
+J
cd
4-»
tì
CU
CO
Q)
M
a
0)
M
CO
u
cd
cd
rH
Pj 4->
M
CO «H
O 4J U >
• H «H i—< O
öO +J :cd ^5
o uh
rH »iH I
0
M
CN
i
CM
m
o
o
00
CO
4J
M
cd
4J
•H
CO
cd
co
P M W S
>
+J
•iH
4J 4->
3
T—1
a).H 4J
cd
T?
0
<3
SO
MH »r-1
ÖO cd M
U >>
4J
O)
ocd
ä
0
co
ÖO
tì
•H
5
CO
1
o
1—1
vO
O
o
00
4J
cd
co
CO 4J
4J -H
M 4->
Cd O
& PQ
> «H
M
o
•H
ÖO
Cd
rH
4J
4-J
Cd
4J »H pu
•H M CO
> a) -u
O *r-J r—1
M
:cd
ö
cd
B
«H
i-I
O rH
CM rH
Çj
4J a
•H O
MH
cd M
M «H
O M
CO u M-I
£° K
«H
fX4 <1 CO
:o
co
M
a)
tj
§
:o
MH
1
M-l
CO
1
rH
CM
o\
O
C^
£
CO
4-J
M
cd
cd
C
cd
rH
cd
u
O Cd
•H rH
&
>
a)
r—t
CM MH
Ö
|j
PQ PM <j ^
CO
+J
oo
rH
rH
CO O
4J «H
P< H
CO M
4J 4J <U
•iH r-H * H
1
ON
O
o\
CU
4J
•H 4J
M -H
rH
U
co
4->
cd
cd
P*
44
co
4-> O
4J
•H *H
rH
+j ö O o :cd
o
CM
cd
M W) O
cd cd CM
> r-H Ü
« P* <
4J Q ) >
Cd »r-l
Ö 4-J 4J
O *H *r-l
4-» MH
O
M
ö 'd ^
cd M co
M o d
O O S
M cd ed
•H pu U
M <3 O
4-J
4-J
•iH
MH
cd
Cd 4J
T
4->
O
•H
PQ
cd
e
cd
M
o
:cd H3
MH M
1O
^O
u
O
Ö
e
•H
cd
>
••-i
•M
cd
4J
cd
M
a)
C'1
•«-I o
g
B >
<D
rÛ
CÖ
H
>
rH
cd
ffl
CU
rH
>
o
M
T3
3 m
> CM
3
ÏU A
-ö
cd
öO
fr*
rH
•H
rH Cd CO
r-H rH
" H t-H
+J cd > u cd
O
ÖM
CM
Q) Q) IT) Q) Q)
CO
:cd
ö CM
*r4 i
> B
CO
Ö
co *H
m W B
a)
cd
-u»
C
Ä
nd fr* tì co
M i—1 r-H 'H rH
o cd o 'd cd
u u > u u
CU CU
O CU
T) Ö 1A rû
ö -d i
^
g rH C/D
Ö
B
cd
co
M
•iH
u
O rH rH
co
CO
cu
a
cd O
a)
tì «-*
y *d
g V
U >
11
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
Ba
690
421
Ni
70
46
140
43
70
71
ppm
V
Cr
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
Ba
380
610
Ni
70
60
V
140
110
Cr
40
40
PPm
* Totalt Fe
13
Analyslokaler till tabell 1 och 2.
Prov nr
Bergart
Lokal
790719-3
Cordieritgranatådergnejs
Hagasberget 1,5 km
SSV om Degernäs (6d)
790921-2C
Granat-cordieritådergnejs
Ersmarksberget (södra
delen) 99,42 ca 5 km
norr Umeå (8e)
800610-3 (K)
Sillimanit-cordieritådergnejs
Klabberget 10 km VNV
om Umeå (7b, 7c)
800524-2
Andalusitådergnejs
Stads1iden-Berghem
centrala Umeå (7e)
800529-la (K)
Starkt idrig cordierit- Brännlandsberget ca
10 km VNV om Umeå (8c)
gnejs
(K) = kemisk analys
Analyslokaler till diagram 1 och tabell 3.
Prov nr
Bergart
Lokal
800605-la
Ädrig biotitplagioklasskiffer
Umeälvens fåra vid
bron från Brännland
till Sörfors (8b)
700921-2a
Biotit-plagioklasskiffer, 30 cm tjock
inneslutning i å der­
gnejsen
Ersmarksberget södra
delen (99,42) ca 4 km
N om Umeå (8e)
770606-1
Biotit-plagioklasskiffer
Bergöbro-Obbola (5e)
790920-3 (K)
Biotit-plagioklasskiffer
1 km N om Hamptjärns­
berget ca 6 km NNV om
Umeå (8d)
800527-1 (K)
Ädrig biotit-plagioklasskiffer
Trollberget, östra
sluttningen, ca 8 km
NV om Umeå (8c)
790726-3b
Biotit-plagioklasskiffer
Lilljansberget ca 3 km
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, Umeälvens fåra.
Foto: Karel Miskovsky.
V-V
*i ' 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 tuffiter inlagrade i metasedimenten. Under veckningen splittrades de
till en början sammanhängande metavulkanithorisonterna så att de
numera bildar enstaka, flera decimeter till tiotals meter tjocka,
osammanhängande skikt. Den komplexa tektoniken omöjliggör en 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 t rakten av Degernäs (6d) samt väster
om Stöcksjön (5d, 6d).
Metavulkaniternas petrografi och kemi
Den för vulkaniterna i Um eåtrakten 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 (0,95,7 volZ) i samtliga prov. Enligt Streckeisens (1967) klassifikation sorterar samtliga prov under rubriken basalter-andesiter.
Petrografiska analyser anses dock vara otillräckliga (Wine m fl
1977, Loberg 1979) för klassificeringen av de ofta kraftigt 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
amfibolit (skiffer)
Umeälvens fåra vid bron
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
(skiffer)
Vitmossaberget ca 1,5
km V om sydspetsen av
Stöcksjön (5c)
(K) = kemisk analys
18
Diagram 2. Mineralvariationer hos metavulkaniter inom Umeåområdet.
_q
oo
<N
i
LT»
O
Prov nr
vO
C7)
T-
O
o
O
G)
00
i
OÌ
00
c^
00
a>
00
o
i
OM
O
00
I
Osi
rsi
cr»
o
cn
CN
Osi
i
I
fM
CN
00
00
00
00
O
O
100 n
Biotit
90 -I6 6
Pyroxen
Ho r n b l d n d e SSfe spp?
O
>
40.925.8Plagioklas;;
An %
Zirkon
Fe-oxider
Klorit
;:3.&:W3.4 ivflllâ
55
35
50
+
+
+
2,4
0,5
0,9
1,3
+
+
4 , 3
-
-
-
50
60
55
+
+
0,9
4,0
5,7
-
-
-
Kalcit
Granat
Pyroxen
Kornstorlek
(mm)
Kemisk analys
-
17,6 35,5
0,3- 0,3- 0,1- 0,1- 0,1- 0,1- 0,20,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,7 7
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
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
16,1
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
Ba
330
70
140
Ni
60
630
140
180
40
35*2
Cr
50
1 500
220
Zr
160
110
120
ppm
V
* 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
790921-3
780824-2/
Basanit
Trakytbasanit
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 milj1800 milj) intruderade de befintliga sedimentbergarterna och vulkaniterna. Dessa primorogena intrusiv uppträder ofta i form av skivor
av varierande mäktighet (från några dm upp till flera hundra m)
inkluderade i de suprakrustala bergarterna. Skivorna anses vara utlöpare från de djupare belägna magmakropparna (Stålhös 1979). Både
suprakrustalen och de primorogena intrusivbergarterna omvandlades
och migmatiserades under den svekokarelska orogenesen. De 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 djupgrönstenarna (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 hornbländeoch pyroxenbärande melatonaliterna (M > 4 0) hänförs till djupgrönstenarna medan de grå plagioklas- och kvartsrika tonaliterna
(M 10-20) sorterar under granitoiderna.
Sammanställningen av fjorton representativa planimetriska analyser
(diagram 6) och nio kemiska analyser (tabell 5) åskådliggör 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, jämnkornig 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 pegmatitiskt mobilisât genomsätter lokalt de mörka ortognejserna.
Djupgrönstenarnas mineralogiska och kemiska egenskaper
Djupgrönstenarnas mineralsammansättning skiljer sig markant från
granitoidernas genom sin låga kvartshalt (max 15 vol%) samt genom
sina tämligen höga halter (> 40 vol%) av mafiska mineral. Huvudmineral (> 25 vol%) i d essa 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 d iopsidisk 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 djupgrönstenarna än hos de granitoida bergarterna. Nigglis t-tal pekar
på aluminiumunderskott hos djupgrönstenarna, r::cdan fr a-talet är
genomgående högre (39-55) än granitoidernas (17-23). Den minera­
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 djupgrönstenarna är även de granoitoida bergkropparna morfologiskt kraftigt
utpräglade, bildande både nordsydligt och ostvästligt orienterade,
ofta 100 m höga bergryggar.
De grå metatonaliterna bildar skivor eller smärre massiv i metasedimenten. Förgnejsningen och stängligheterna är övervägande 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 plagioklashalter (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 hög t 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 gn ejsgraniterna 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
(svagt gnejsig)
Omberget, Holmsund
(4f)
780816-2 (K)
Grå tonalit
(gnejsig)
DjäkneböleklintenUmeå (6c)
780808-1
Grå tonalit
(gnejs)
Skrävelsj öberget-Umeå
(6c)
780825-2 (K)
Ljus tonalit
(gnejs)
Svartberget-Umeå (5c)
770719-1
Grå tonalit
(gnejs)
Hamptj ärnsberget-Umeå
(8d)
790729-3
Kvartsdiorit
(gnejs)
Karlstorp-Umeå E4 (8c)
790729-4
Kvartsdiorit
(gnejs)
Vattentornet-Mariehem,
Umeå (7e)
790726-2a (K)
Kvartsdiorit
(migm gnejs)
Hamrinsberget-Umeå
(7e)
790718-2 (K)
Kvartsdiorit
(migm gnejs)
Tegelbruksberget-Umeå
1,1 km från Bowaters pi
vägen till Holmsund (6<
790518-1 (K)
Kvartsdiorit
(gnejs)
Torrberget 1 km S om
Djäkneböle SV om Umeå
(6b)
790726-3a (K)
Diorit
(migm gnejs)
Lilljansberget-Umeå
(7e)
770606-2
Metagabbro
(amfibolit)
Bergöbro, Obbola (5e)
771129-3 (K)
Metagabbro
Nygatan, Holmsund (4f)
781020-1 (K)
Obbola, färjläge (4e)
Metagabbro
(amfibolit med hornblände- och biotitporfyroblaster)
(K) • kemisk analys
28
Diagram 4.
Mineralvariationer hos de äldre magmatiska djup1
bergarterna.
o
ro
S
Prov nr
N
o
s
118.9 ÜH28.4
m
PM
<«-
o>
<NI
10
o
10
o
io
fSI
0
<N
O
£
CO
K
I57.9IÎ46.6ÉÉ70.6Ì
Hornblände
Biotit
31.2:5
Plag iok las
18.9:K18.8
Kvarts
An%
36
30
35
35
35
40
+
•
+
•
+
*
3,1
8,5
4,0
2,9
Apatit
+ - • • -
Titanit
-
+
Magnetit
-
•
1,8
35
35
45
40
40
+
50
+
50
55
-
2,5 4,3
Muskovit/sericit 4,0
Kalcit
-
•
-
0,8
Zirkon
Amfiboi
Pyroxen
• 21,1
1,2
5,0 57,9 46,6 70,6
5,4
•
3,2
4,5
5,9
2-4
1-3
1-4
1-2
1-2 0,7-1 ,5 1-2 1-3
K
K
K
1,1
Granat
Kornstorlek (m m) 3-4 1-4 0,5-2 1-3 2-6
Kem analys
K
K
1-3
KK
granitoida djupbergarter
djupgrönstenar
K
•
K
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,,97
A12°3
15,»6
14,,6
16,,3
16,,2
13,,7
16:,7
13,,2
13,,1
13,,54
7,,87
8,,75
8,,65
9,,08
9,,71
0,,099
0,,094
0,,11
0,,12
0,,15
3,,36
3,,87
3,,64
2,,33
MnO
0,,045
0,,066
0,,047
0,
MgO
1,,63
1,,45
1,,90
1,,31
3,,67
3,,24
3,,38
3,,87
13,,02
CaO
3,,74
3,,53
4,,43
4,,95
5,,16
4,,12
5,,17
7,,12
10,,92
Na20
4,,17
4,,01
4,,41
3,,91
2,,53
4,,01
3,,15
2,,78
K2O
1,,41
1,,46
0,,66
2,,29
2,,55
1,,81
3,,16
Ti02
o,,43
0,,48
1,,26
0,,43
0,,27
2,,04
1,,63
2,,23
3,,06
0,,b7
0,,83
0,,45
96,,4
93,,3
o
•o
o
*Fe2°3
99,,6
92,,47
93,,3
99,,2
95,,5
-1
+1
-4
-b
96,,3
97,,2b
Nigglital
mg
0,,49
0,,42
o,,50
0,,50
0,,48
-1
0,,42
k
0,,18
0,,20
0,,15
0,,15
0,,37
0,,29
+2
t
0
0,,43
0,,27
-14
0,,45
0,,43
-6
0,,71
o,,45
25
c
17
17
19
23
19
14
19
23
fm
22
23
23
17
40
37
40
39
55
si
285
286
268
275
193
186
198
165
10b
30
15
30
5
120
75
140
130
860
1510
560
850
1870
230
490
230
340
460
50
ppm
Cr
Ba
Zr
320
240
300
480
100
110
110
40
granitoida djupbergarter
* Fe totalt
djupgrönstenar
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 sa m­
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 dioritergranodioriter 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 granitoiderna börjar uppträda intrusivt mot omgivningen bildande diskordanta
pluggar eller små massiv. Mobilisatet innesluter rikligt med
fragment av b åde 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 regenererad granodiorit
Holmsund (4f) centrum
vid SCA industrin
810726-3 (K)
Grå regenererad gnejs­
granit med fältspatporfyroblaster
SÖ spetsen av Tavelsjön
(7e) i Um eå
810726-2
Ögonförande regenererad Rödberget, Umeå (7d)
granodiorit
810726-4
Grå regenererad gnejs­
granit med fältspatporfyroblaster
Berghäll ca 700 m från
vägkorsningen till
Yttertavle (7e)
810726-la
Grovporfyriskt mobili­
sât, granodiorit med
inneslutningar av
metasediment och
gnejsgranit
Umeälvsfåran vid Brännlandsbro (8b)
(K) = kemisk analys
32
Diagram 5 .
Mineralsammansättningen hos de regenererade eller mobili­
serade granitoida biandbergarterna i Ume atrakten.
P r o v nr
LO
1
<JD
(NI
O
V-.
CD
m
1
lO
(N
t**
O
-4vD
iD
O
00
o
O
T—
00
CSI
00
gi
j 20.9^1641
fN
v—
T~
00
a
rsl
1
UD
CN
•
m
m 120.41
Biotit
altSDQt
27.6- 28.7
*
50
^PIQQ IO klos
:33.8 33.5 v
Kvarts
OH
An %
20
olig
»
25
V
r"
30 olig
-
+
>
+
+
+
+
+
-
+
+
+
Granat
-
-
-
-
+
Klorit
+
-
0,5
+
6,4
+
-
+
-
+
-
-
-
-
+
+
+
-
-
+
-
-
+
Zirkon
+
Grafit
Muskovit
Rutil
Oxidmalm
Tifanit
Kornstorlek 0 , 5 - 1 - 2
1
(mm)
Enstaka
korn (non)
Kem analys
210
210
.
-
1-2
i—•
O Ln
1
Apatit
;
0 , 5 -- i - :
1
25
10
K
K
S = svag
M = måttlig
K » kraftig
sericitisering
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
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
0,47
1,02
96,57
97,24
+7
-1
*Fe2°3
Ti02
Nigglital
t
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 granitmassiv.
I likhet med de tidigare regenererade och mobiliserade granitoida
biandbergarterna präglas också det granitiska mobilisatets textur
av kalifältspat- och plagioklasmegakrister i en finkornigare mellanmassa. Kalifältspaten utgörs av en inneslutningsfri mikroklinpertit
medan plagioklasen An^ däremot är måttligt-kraftigt sericitiserad.
Granatporfyroblaster (0,5-1 cm) förekommer allmänt.
Bergartens modala sammansättning är kvarts (25-39 vol%) £ kalifält­
spat (21-41 vol%) £ oligoklas (20-37 vol%) £ muskovit (2-12 vol%)
± biotit (se diagram 6). Enligt IUGS (1973) klassifikation av magmatiska djupbergarter är de aktuella granitiska bergarterna antingen
syeno- eller monzograniter.
Hög Si02~ och K2O-halt, kraftigt aluminiumöverskott samt låga mgoch c-värden är för denna bergart typiska kemiska karakteristika
(se tabell 7). Av spårelementen varierar Ba mellan 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 kulmination kan i dessa bergarter uppstå partiell uppsmältning, varvid gra­
nitiska led kan bildas (Winkler 1974). Dessa uppträder antingen i
36
form av ådror i mod erbergarten 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, aluminiumöverskottmineralens 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 finkornigt granitiskt
mobilisât
SkrävelsjöbergetRöbäck (6c)
780923-3C
Ljus medelkornig grovkornig granit
Degerberget-Degersj ön
(7b)
800609-2b (K)
Granatförande, medelkornigt något porfyriskt granitiskt
mobilisât
Hässningberget-Skravelsjö (6e, 7c)
800827-1
Medelkornigt, ljust
granitiskt mobilisât
Skäfftesberget ca 5 km
0N0 från Djäkneböle (6c)
(K) = kemisk analys
37
Diagram 6. Mineralsammansättningen hos de granitiska - pegmatitiska
bergarterna.
«-
c*»
(NI
00
O
O
00
jQ
rsl
1
on
o
UD
o
o
00
o
i
CO
CO
O
m
i
o
*-
O)
O
O
00
UD
O
O
00
Biotit
mnTi 0
^1.^2.1
M u s k 4.9tE^9=l7ZË
Musk
_ :20.9
altsDa
lOklas
K
Kvarts
An %
15
Kornstorlek 1-2
(m m)
Kem analys
M = måttlig
K = kraftig
olig.
15
2-3
1-2
K
1
K
sericitisering
38
Tabell 7
Kemiska analyser av granitiskt mobilisât från Umeåtrakten.
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
19
13
Prov nr
Nigglital
t
mg
0,36
0,33
k
0,59
0,69
c
2
1
fm
9
2
si
446
392
Ba
120
1100
Ni
-
-
40
20
-
-
ppm
V
Cr
* Totalt Fe
39
Diagram 7.
Den modala fördelningen av kvarts, alkalifältspat och
plagioklas hos synorogena - serorogena intrusivbergarter och mobilisât från Umeåtrakten. Terminologi enl
IUGS (1973).
Q
Granit
(Syeno)
Kvartssyenit
Syenit
(Monzo) S© ®Grano- \Tona)
\
diorit \lit
Kvartsmonzonit
Monzonit
Kvarts monzodiorit
Monzodiorit
+
Granitoida metaintrusiv (gnejsgraniter)
Q
Basiska metaintrusiv (djupgrönstenar)
®
Regenerade och mobiliserade granitoida biandbergarter
O
Granitiskt - pegmatitiskt mobilisât
[vartÄ
diorit\gabbr<
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-, Nyköpingsoch 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 H2 0
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 anatektiska processer med ådergnejsbildningen i meta argilliterna som
följd. I bergarter med biotit som enda glimmermineral antogs samma
process kunna ske vid temperaturer något överstigande 700°C
(Winkler 1975). Med hänsyn till coexistensen mellan mineralen
almandin, cordierit och sillimanit uppskattade Stålhös (1969 s 173)
det vid metamorfosen rådande trycket till 3-4 kbar inom nämnda
region.
Mineralparagenesen i Umeås metaargilliter antyder ungefär samma
temperatur-tryckförhållanden vid regionalmetamorfosen som i
Stockholms- eller Nyköpingstrakten. Beroende på ett lägre 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 ar gillitiska 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 uppsmältning av metaargillitiska bergarter en granitisk - pegmatitisk
smälta som gav upphov till de smärre granitiska massiv och pegmatitiska gångar som uppträder i Ume åtrakten. Några tecken på synorogen metamorfos knuten till intrusionen av de heta primorogena synorogena magmabergarterna har ej kunnat spåras. Anledningen till
detta är dels att Umeås äldre intrusivkroppar är tämligen små, dels
att den långt senare och starkare metamorfosen i områ det troligen
suddat ut s påren efter en eventuell tidigare metamorfos.
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 n orr 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 stängligheten. 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 s åväl
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 b ergtäkterna 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 kunn at 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
BERGGRUNDSMORFOLOGISK 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, erosionsgenerationer^ (Wråk 1908, Rudberg 1954 m fl). Enligt denna
hypotes är landskapsutformningen beroende av de fluviatila erosionskrafternas verkan i sam spel med en successiv förändring av de n s k
erosionsbasen.^
Mot denna ställs den icke cykliska hypotesen (Sederholm 1913,
Högbom 1912, 1916, De Geer 1918 B, 1926). Denna betraktar Fennoskandia som en sammanhängande berggrundsyta, som genomgår en kon­
tinuerlig selektiv nedbrytning. Reliefskillnaderna orsakas då av
struktur- och materialvariationer i b erggrunden eller av spricktektoniken.
Under 1970-talet förbättrades kännedomen om Skandinaviens prekambriska
berggrund (Lundqvist 1979) och dess postkambriska, paleogeografiska,
paleoklimatologiska och isostatiska utveckling (Scotese, Bambach,
Barton, Voo, Ziegler 1979, Mörner 1980). De nya rönen och det faktum
att det fortfarande inte föreligger någon modern lärobok över Sveriges
morfologi, utmanar till en förnyad berggrundsmorfologisk diskussion.
1) Erosionsgeneration: olikåldriga denudationsytor som uppträder i
direkt sammanhang med varandra, utan att därmed utsägas om någon
generation nått peneplanstadium. (Rudberg 1954).
2) Erosionsbas: erosionens 0-plan. Sammanfaller ofta med havsytan.
44
6
TIDIGARE UNDERSÖKNINGAR
I syf te 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 s kalan 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 berg1) Relativ höjdskillnad: maximal höjdskillnad mellan krönet och
närmast intill liggande dalbotten eller slättyta.
45
grundskartans bergartsvariationer och förändringar av to pografins
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, trappstegsformigt uppträdande peneplan. Tretton olikåldriga trappstegsordnade
erosionsgenerationer identifierades. Från nollplanen (nuvarande havs­
yta) till fjällen urskiljer Rudberg tre kustlandsgenerationer, tre
inlandsgenerationer, tre fjällsgenerationer, tre lågfjällsgenerationer 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 om rådets 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 SBtypen 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 metasedimentområdena har en annan topografi än granit-, gnejsgranitområden. 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, antiklinaiformade, höga bergryggar med utpräglade ostvästliga branter.
Denna landskapstyp är bunden till zoner med BS-tektoniter.
Genom korrelation mellan berggrundens strukturella uppbyggnad och
landskapselement fastställde Larsson två strukturlandskapstyper inom
Blekinges kustgnejsområde.
Morfologisk typ 1 p räglas 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 b etydelse 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 metasedimenten,samt de breccierade bergarterna är hö g i dalarna. Således har
dalarna inom områden med granitisk berggrund ett högt inslag av metasedimentbergarter. Sprickfrekvensen visade sig vara låg på de topo­
grafiska höjderna,medan den var genomgående hög i dal arna, 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 de talj studera berggrundsvariationerna både i
material och struktur. Tyvärr är utgivningstakten av SGU:s berg­
grundskartor låg. Enligt "Mineralpolitiska utredningen" (1980)
kommer Sverige att t äckas 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 nordsydligt 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 ostvästligt orienterade och mot öster brantstupande veckaxlar och
stängligheter. Veckstrukturer, liknande Mellansveriges, framträder i
Umeåtraktens berggrund (se sid 41).
Fennoskandias seismo-tektoniska zoner här undersökts och 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 paleoklimatologiska förändringarna under kenozoikum och kvartär har under­
sökts av Mörner [(1980a) se sid 69].
Abrahamsson (1974), Tikkanen (1981) studerade georeliefen i nor ra 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 g eoreliefen som orsakats av skillnader
i vi ttringsresistensen hos subjotniska graniter och jotniska sand­
stenar och diabaser* Största höjdskillnader (45-50 m) visar arealer
uppbyggda av sandstenar respektive diabaser (fig 16).
51
lîitiî t th
1 ru
2 mini i
,..'U'Î'XM!»!'!'
teiisüii
wmmrm
iâî. :ÎH
—rdt
iwiwyW
iiiM
JfAYi
Mk:::
ixmi*'
•Mllm
,,M
SS'W
I!IMI!wìkWI!I!I!I|«Ì*
:n«;
§m>M
Kvartsit
2 = Granit
3 s Kvarts-och granodtortt
4 s Gabbro
5 = Gn ejs
6 = S kiffrar
7 s Fylliter
8 s Amfiboîtier,
Berggrunden
grönsten
Kvart si I
Amfiboia
Skiffer
Grani
Jtvartsit
Dioril
Kvart sit
K v « kv artsit
Sk * skiffer
Diorit
Skiffer
Fig. 15. Äkäslompolos berggrund och georelief.
(Enligt Abrahamsson 1974).
52
Q..2
O
O
10
5
10
20
15
20
30
25 km
40 km
Fig. 16. Relationen mellan georeliefen och bergartsvariationen
inom områden Kuivalahti-Selkäkangas (A) och SaarnijärviKöyliönjärvi (B). Bergartsbeteckningar: (1) diabas,
(2) sandsten, (3) rapakivigranit (4) svekokarelska metamorfa bergarter och intrusiv.
(Enligt Tikkanen 1981).
Karna Lidmar-Bergströms (1982) avhandling behandlar södra Fennoskandias prekvartära geomorfologiska utveckling. Skriften 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 Vä sterbotten som beskrevs av
Rudberg (1954).
53
KATTEGAT
HALLANO
SMÂLANO
PERMIAN -TRIASSIC
Climat*:
warm. arid
fiaxura zona
with fracturas
Procaasaa:
•tripping, padimantation
RHAETIAN -JURA SSIC
C limata
kaolinitic saprofita
warm, humid
corastonaa
Procassas:
FsrmO'Triaasic
PARTL*
EARLY- MIDOLE
CRETACEOUS
cTR^0
ETCHPV.AINS
Climate
Procaaaaa
atcfting. stripping
Jurassic
Climata-.
•rid (V
Procaasaa
•tripping, padtmantatio* (?)
corastona
Uppar Cratacaoua
and Danian
EOCENE - OLIGOCENE
Climata
warm, hum id
cool, arid
Procaasaa
i atching
MIOCENE-PLIOCENE
Climata:
i wsnvVf
I coo», ar id;
f eaot, humid
Procaasaa:
1
atching, »trtppmg
padtmantation;
»tripping
ramnanta of
Uppar Cratacaoua
residuai flints
Kama Udmar-aargatrôm
Fig 17. Prekvartär utveckling av Feniioskandias syd-västra del.
(Efter Karna Lidmar-Bergström 1982).
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 ökningssyfte
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 prekambriska 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, förfjällsregion och fjällregion. Terrängen stiger tämligen jämnt (1:3)
från kusten till fjällen. Kustområdet sluttar dock brantare än
inlandszonen, som håller konstant topphöjd över en sträcka på 150 km.
Undersökningsområdet som i stort sett avgränsas av t opografiska Umeå2
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
området med tre utvalda i deta lj
studerade arealer.
Obbolal
Holm sund
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 erosionen,vilket med stor sannolikhet är orsaken till de inom regionen
uppmätta högre Hr-värdena.
I denna uppsats fastställdes gränsen mellan kustslätten och Norrlands
kulliga terräng med hjälp av den morfometriskt bestämda 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 dä remot 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 str uktur 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 prekambrisk berggrund med liknande egenskaper pekar på att landskaps1) 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 d essa bergarter har sammanveckats med
metasedimentbergarterna och präglas av sa mma metamorfosgrad (höggradsmetamorfos under intermediära P-förhållanden).
De bergartstyper som kan vara av b etydelse för undersökningsresultatet
skall nedan behandlas med hänsyn till sin sammansättning, uppbyggnad
och utbredning.
1) Metasedimentbergarterna (metagråvackor) representeras i Ume å av
två varianter:
la) Biotit-plagioklasskiffrar som är mörka, starkt skiffriga,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). Biotithalten är klart lägre än hos biotisplagioklasskiffrarna (5-25 vol%),
kvarts- och fältspathalten överstiger vanligtvis 25 vol%. Granat,
cordierit, andalusit-sillimanit är för bergarten signifikanta mineral.
Ådergnejserna är mindre frekventa (ca 20% av tot arean) än biotitplagioklasskif frarna och uppträder mest inom undersökningsområdets
östra och västra del.
59
2) Äldre granitoider representerades i Um eåtrakten av gnejsiga, ofta
stängliga, medel-grovkorniga (1-6 mm), jämnkorniga, grå tonaliter.
Biotithalten växlar mellan 9-28 vol%. Kvarts och fältspat kan hos
dessa bergarter uppnå 39 vol% resp 66 vol%. Hos vissa varianter
alternerar biotit med hornblände (1-21 vol%) och/eller pyroxen
(3-6 volZ). Äldre granitoider bildar några mindre massiv i Skr avelsjö (6c), Djäkneböle (6c) och Tjälamark (8d).
3) Djupgrönstenar är ett samlingsnamn för metamorfoserade, mörka magmatiska djupbergarter med melatonalitisk - pyroxenitisk sammansättning.
De i Umeå uppträdande djupgrönstenarna domineras av m örka, massiva
eller svagt förgnejsade, medel - grovkorniga (1—4 mm) jämnkorniga
dioriter - kvartsdioriter
(Biotit 30-50 vol%, kvarts 5-15 vol%,
plagioklas 25-50 vol%, pyroxen 3-5 vol%). Deras förekomst är k oncen­
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 - granitisk 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 mobilisatet är ofta granatförande. I Umeå är den areella representationen
av denna bergartstyp liten (ca 0,2% av den totala arean). Bergartens
morfologiska betydelse är dock stor.
6) Amfibolitiserade basiska vulkaniter utgör endast litet inslag i
den prekambriska Umeåberggrunden och har därför underordnad 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 biotitplagioklasskif frarnas sliptal generellt högre än djupgrönstenarnas. 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 t onaliten 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 d en 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 m edium 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
0780808-1
90
100
Tabell 8.
110
120
800604-1*
130
I—
140
sliptal
160
170
180
190
200
210
O/cm*
Sliptalsanalyser av u tvalda bergarter från Umeå.
Sliptal
Prov nr
Lokal
Bergart
770719-1
Hamptjärnsberget
(8d ) Umeå
Grå tonalit
(gnejs)
120
780816-2
Dj äkneböleklinten
(6c ) Umeå
Grå tonalit
(gnejs)
120
780825-2
Svartberget (5c)
Umeå
Grå tonalit
(massformig)
790518-1
Torrberget (6b)
Umeå
Mörk diorit
(gnejs)
139
790920-3
1 km N om HamptjMrnsberget (8d)
Biotit-plagioklasskiffer
140
810708-1
Brännlandsberget
©c ) Umeå
Biotit-plagioklasskiffer
200
89
62
inverkan på bergartens vittringsresitens jämfört med de icke regenererade äldre granitoiderna.
Den kemiska vittringsbenägenheten är antagligen också beroende av
både mineralsammansättningen och bergartens textur. Biotit-plagioklasskiffrarnas rostiga vittringsprodukter samt förekomsten av djupvittringszoner i de nna berggrundstyp (Åhman 1961) vittnar om berg­
artens känslighet för den kemiska vittringen. De med biotit-plagioklasskiffrarna tidigare jämförda djupgrönstenarna visar däremot inga
tydliga tecken på kemiska nedbrytningsprocesser, trots att deras
mineralsammansättning präglas av flera kemiskt metastabila mineral så­
som Ca-plagioklas och hornblände.
8.3.1.3
Migmatiseringsgrad
Inom det undersökta området varierar migmatiseringen starkt hos d e
olika bergartstyperna och ökar på så sätt berggrundens anisotropa
egenskaper. Medan de äldre granitoiderna är nära nog oberörda av
migmatiseringsprocessen, visar djupgrönstenarna ofta ett oregelbundet
nät av ljusa kvarts-fältspatådror.
De största variationerna i mig matiseringen förekommer hos metasedimentbergarterna. Migmatiseringsgraden är hög hos de ursprungligen
muskovitrika ådergnejserna som på sina ställen övergår till slirgnejser, eller granitiskt mobilisât (fig 1, 2). Biotit-plagioklasskiffrar är däremot svagt migmatiserade och behåller i hö g grad sin
primära uppbyggnad (fig 3, 4). De kvarts- och fältspatrika ådrorna
eller banden ökar ådergnejsernas och biandbergarternas 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 metasedimenten (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 subhorisontella avsöndringen av metasedimentskivor. Å andra sidan kan
denna spricktyp tänkas initiera t ex den kemiska vittringen, då
vatten fritt kan tränga mellan glimmerskikten. I samband med ut­
byggnaden av vattenkraftstunneln i Norrfors beskrev Âhman (1961)
förekomsten av en ca 8 m bred djupvittringszon i metasedimentbergarterna. Bildningen av denna zon tillskrevs den kemiska djupvittringen.
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 u nder­
sökningsområdet relativt låg såväl på topparna som i dal arna. De
yngre posttektoniska sprickgenerationerna utgörs i Ume å dels av
öppna, nord-sydligt eller ost-västligt orienterade sprickor ofta
läkta med kvarts eller pegmatit, dels av slutna sprickor som i no rdsydlig och nord-västlig riktning övertvärar de äldre bergarts­
strukturerna.
Med hänsyn till de tidigare publicerade undersökningarna (Larsson
1954, Niini 1968) ägnades särskilt intresse åt d alarnas sprickfrekvensstudier. Delar av den torrlagda och välblottade Umeälvsfåran vid Norrfors (8b) och Sörfors (8b), och delar av centrala Umeå
undersöktes makroskopiskt respektive geofysiskt (Orje & Co 1971,
1972). Trots några geofysiskt indicerade, ojämnt fördelade låghastighetszoner (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
Degermyrber 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 e n 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 d ärför nödvändig för uppskattningen
av exogena krafters karaktär, styrka och omfattning.
Mycket tyder på att Fennoskandias prekambriska berggrund var peneplaniserad redan långt före kambrium (Högbom 1924, Tanner 1938, Rudberg
1954). Under sin senare existens regenererades Fennoskandias peneplan
flera gånger beroende på dess skiftande paleogeografiska läge och 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 paleozoiska "baskartorna" låg Skandinavien i mit ten av or dovicium i när heten
av s ydpolen. 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 nor ra Fennoskandia tyder på att berggrunden här var utsatt
för exogen nedbrytning även under denna era.
68
I Kambrium
H Ordovicium
mSilur
— Kontinent
— Grundhav
12 Devon
X Karbon
3D Perm
Fig. 23. Fennoskandias paleogeografiska läge under proterozoikum.
(Efter Scotese m fl, 1979).
FÄRÖARNA - ISLAND - RYGGEN
-1000 m
FENNQSKANDISKA
-500 g
SKÖLDEN
-500
PALEOKRITA
ICENIEOCENI OLIGOCEN
n—i—r^n——r-~i—i ^
MIOCEN
PL IO-,STO
CEN CEN
•1500
Fig. 24. Approximativa eustatiska förändringar i Fennoskandia
och Färöarna-Island-ryggen under de senaste 100 milj
åren.
(Modifierat efter Mörner 1980).
69
Nordatlantens och Skandinaviens kenozoiska och kvartära skorprörelser,
paleogeografi och paleoklimatologi studerades av Mörner (1980). Enligt
Mörner höjdes den fennoskandiska berggrunden snabbt med minst 600 m
vid gränsen mellan oligocen och miocen för ca 22,5 milj år sedan.
Denna rörelse kompenserades av en nedsänkning av r yggen IslandFäröarna.
En påtaglig nedsänkning av Fe nnoskandia började i pl eistocen för ca
0,9-0,8 milj år s edan. I fle ra omgångar sjönk landytan under täm­
ligen kort tid med ca 500-1000 m. De me sozoiska 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. Maximicentrat för både de kenozoiska och kvartära vertikala skorprörelserna placeras av M örner i trakt en av Bottenviken (fig 25) som
också är e n 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 s edan. Mörner för­
modar att den drastiska klimatförsämringen initierades av den
ovannämnda upplyftningen av ryggen mellan Island och Färöarna,
vilket förhindrade utbytet av va ttenmassor 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 d ess 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 nedvittrade fennoskandiska skorpan.
70
ifpM
iP
D
UL
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 me d hänsyn till material och form i det alj studera
undersökningsområdets skilda landskapstyper, nämligen kustslätten
och Norrlandsterrängen, valde författaren tre rektangulära prov2
.
•
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 for m 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 maximiminimihöjder 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-
tive Djäkneböle (6b). Områdets yta är ca 30 km
2
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 landskapsavsnitten (20-60 m) utgör ca 74% av den totala ytan. Djäkneböleklinten
är o mrådets högsta punkt och uppnår 131 m.
Av de inom området förekommande bergarterna utgör biotit-plagioklasskiffer ca 80%, äldre granitoid 18%, djupgrönsten 1% och granitiskt
mobilisât 1%. Nord-sydligt strykande, mot öster flackt stupande
foliation präglar undersökningsområdets östra del, medan foliationen
stryker både nord-sydligt och ost-västligt inom de v ästra delarna.
Stupningen är genomgående brantare här ä n i den östra delen. Numerisk
analys av bergarternas fördelning över landskapssnitt ordnade efter
stigande höjd visar två motsatta trender (tabell 9 och diagram 10).
Biotit-plagioklasskiffrarnas dominans är hundraprocentig i de lägsta
landskapsdelarna. Med stigande höjd minskar dock deras areella andel
och från 100 m:s nivå saknas denna bergartstyp helt. Äldre granitoidernas spridning visar motsatt tendens. Bergarten dominerar de högst
belägna nivåerna, medan förekomsten av äldre granitoider är mycket
sällsynt i da larna. Inom area 1 är frekvensen och kroppstorleken
hos djupgrönstenar och mibilisat alltför liten för att n ämnvärt
påverka landskapsreliefen.
75
Tabell 9. Area 1. B ergarternas fördelning inom olika höjdklasser.
Höjdklasser
1) Antal punkter
2) % rad
3) % kolumn
20-40 m
41-60 m
Biotit-plagioklas- 1) 218
skiffer
2) 53,2
3) 97,8
Granitiskt
mobilisât
Äldre
granitoid
Dj upgrönsten
X kolumn
0
0
0
61-80 m
128
31,2
82,1
50
12,2
61,7
0
0
0
!
1
5°.°
i
2'5
81-100 m
14
3,4
i 37,8
ij
!I
2
50,0
1
5'4
i
2
2,1
0,9
26
27,7
16,7
29
30,9
35,8
3
60,0
1,3
2
40,0
1,3
0
i
i
0
i
223
43,5
156
30,4
o !
81
!
1
21
22,3
56,8
0
0
0
37
7,2
Tabell 10. Area 1. Bergarts- och höjdfördelning.
Maximal
höjd
Topografi
h ö h
Minimal
höjd
Medel­
värde
Standard­
avvikelse
131
21
49,1
21,6
95
21
43,0
16,4
95
75
84,5
9,5
131
40
74,9
21,8
45
34
39,6
5,0
m
Biotit-plagioklasskiffer
Mobilisât
Äldre granitoid
Djupgrönsten
0
0
0
!
!
2
15,8
100- m
i
i
i
0
0
0
16
17,0
100,0
0
0
0
16
3,1
i1 ,
1
< rad
i
, 410
! 79,9
j
i
11
!
!I
i
11
i
;
4 !
0,8 ;
1
i
i1
94
18,3
5
1,0
513
100,0
!
H;
'
1
11
!
1
76
Diagram 10.
a) Areal 1. Be rgarternas fördelning inom olika nivåer.
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
04
0-40
40-60
60-80
80-100
>100
möh
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. Avgränsningen 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
3) X kolumn
Biot it -p 1 ag iokl asskiffer
21-40 m
41-60 m
61-80 m
81-100 m
12
3,0
100,0
65
16,0
100,0
245
60,3
91,1
65
16,0
52,4
18
4,4
38,3
0
0
0
0
0
0
406
76,9
1)
1
2)
0,2
3) 100,0
121-140 m
101-120 m
141-160 m
161-180 m
^rad
Re gene rerad
biandbergart
0
0
0
0
0
0
0
0
0
2
100,0
0,7
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
2
0,4
Âdergnejs
0
0
0
0
0
0
0
0
0
7
8,9
2,6
46
58,2
37,1
18
22,8
38,3
6
7,6
85,7
2
2,5
66,7
79
15,0
Granitiskt
mobilisât
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
4
23,5
3,2
11
64,7
23,4
1
5,9
14,3
1
5,9
33,3
Äldre
granitoid
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
4
100,0
3,2
0
0
0
0
0
0
0
0
0
Djupgrönsten
0
0
0
0
0
0
0
0
0
15
75,0
5,6
5
25,0
4,0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
65
12,3
269
50,9
124
23,5
47
8,9
7
1,3
3
0,6
^ kolumn
12
2,3
1
0,2
Tabell 12. Area 2. Bergarts- och höjdfördelning.
Maximal
höjd
Topografi
h ö h
166,0
Minimal
höjd
33,0
Medel­
värde
95,6
Standard­
avvikelse
19,4
m
i
Biotit-plagio-
133,0
33,0
89,6
u.»
.
Regen o c h mobil
1
i
klasskiffer
i
95,0
91,0
93,0
2,8
Ådergnejser
166,0
92,0
118,3
15,8
Mobilisât
163,0
113,0
130,9
13,8
Äldre granitoid
115,0
103,0
110,7
5,7
Djupgrönsten
112,0
83,0
94,0
8,8
blandbergarter
I
1
1
17
1
J'2
!
1
4
0,8
!i
j
!
20
3,8
528
100,0
80
Diagram 12.
a) Area 2. Bergarternas fördelning inom olika nivåer.
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
•>'
/j
20-80
80-100
100-120
120-140
140-160
>160
möh
b) Area 2. Bergarternas procentuella spridning över
undersökningsarean.
15,0 o/o
3,2 0/0
0,8 %
3,8 %
76.9 O/o
Biotit -plagioklasskiffer
Ådergnejs
Äldre granitoid
Djupgrönsten
Mobilisât
81
Area 3
Som framgår av figur 18 är d enna provyta placerad inom kustslätten
och innefattar de östra delarna av t ätorten 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. D e högsta bergryggarna är ma ximalt 75 m höga.
Biotit-plagioklasskiffer är också här den dominerande bergartstypen
(ca 50%). Av de övriga bergarterna utgör ådergnejserna 22%, regenererade biandbergarterna 16%, djupgrönstenarna 9,5%, äldre granitoiderna 2% och det granitiska mobilisatet 1,5% av den totala ytan. lsoklinala veck med nord-sydligt orienterade veckaxlar och mot öster
flackt stupande veckaxelplan är de för området karakteristiska struk­
turdragen. I öv erenskommelse med area 1 och
2 vis ar area 3 ett tydligt
samband mellan landskapsreliefen och bergartsfördelningen. Huvuddelen
av de lägst belägna landskapsavsnitten (0-20 m) utgörs av biotitplagioklasskif frarna , medan det granitiska mobilisatet dominerar 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 de tta är t ex Rödberget (7d)
samt höjderna kring Yttertavle (6e). Beroende på de n kraftiga fältspatiseringen uppträder dessa bergkullar ofta diskordant i fö rhållande
till de rådande bergartsstrukturerna.
82
o
o
JU
CO
CO
t
ö
cu
4-1
CU M
•rl <u
t—I M-l
CU M-l
M •r-l
CO •id
a CO
cd CO
J* cd
co r—4
«d •Äd
tì O
ed •H
r—1 ÖO
cd
X! rH
Ü a
O i
u
G •H
a) 4-J
O
C •H
d rjQ
u
ÖO II
fcO
u J*
<u CO
PQ PQ
CO
cd
a>
u
<
ro
U
öO
cd
u
u
cd
50
*
4-»
cd
co
•H
r—t
•H
rO
O
S
•d
•r4
O
u
•H
u
a
cd CO M
u •rn CO
60 a) •l-l
Ö u
CU ÖO •H
M M C
T* cu cd
r—1 "Ö U
:cd ócd bO
u
II
II
öO öO öO
:<
S
U
CU
rO
*
c
a)
•u
co
ö
:o
M
òO
p.
d
•«->
*d
II
&0
Q
•d
ö
cd
t—i
rO
T3
cd
M
cu
M
CU
ö
CU
öO
CU
M
II
pei
83
Tabell 13. Area 3. Bergarternas fördelning inom olika höjdklasser.
Biot it-plagioklas
skiffer
Regenererad
biandbergart
Ådergnejs
1) 133
2) 38,7
3) 76,4
148
43,0
41,3
63
18,3
46,0
26
24,1
14,9
48
44,4
13,4
32
29,6
23,4
5
3,4
2,9
125
83,9
34,9
19
12,8
13,9
1
10,0
0,7
1
0
0
0
0
0
0
Äldre
granitoid
0
0
0
0
0
0
!i
!
0
2
1,9
13,3
16
25,0
11,7
£ kolumn
174
25,4
358
52,3
137
20,0
.
0
0
i
11i
9
90,0
60,0
,
1
1 ,6
6,7
37
57,8
10,3
108
15,8
'o ^
; 33,3
20,0
10
15,6
5,7
4) 344
5) 50,3
0
i0
6
66,7
4,4
Djupgrönsten
'
1
1
Maximal
höjd
Minimal
höjd
I
1
1
1.5
Standardawike lse
30,5
15,8
25,3
16,9
Topografi
75,0
1,0
1
55,0
1,0
klasskiffer
i
i
Reg biand­
!i
70,0
10,0
34,5
14,0
54,Ö
17,0
34,0
7,1
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
bergarter
Ådergnejser
biandbergarter
10
1,5
j
9
1,3
64
9,4
684
100,0
2-2
Medel­
värde
149
21,8
I
h
Tabell 14. Area 3. Bergarts- och höjdfördelning.
Biotit-plagio-
4) ant punkter :
5) % totalt
1
Granitiskt
mobilisât
h ö h
C rad
i
00
o
3
21-40 m
cr
o
00-20 m
-c-
1) Antal punkter
2) % r
ad
3) % kolumn
B
Höjdklasser
1
i
^
84
Diagram 14.
a) Area 3. Bergarternas fördelning inom olika nivåer.
°/o
Biotit - lpagiok lassk if fer
Adergnejs
Äldre granitoid
DjupgrÖnsten
Regen, biandbergarter
7^1 Mobilisât
/s
-\
\'
>1 ^
\1
1
1
1
1
1
'
1
LN'
y
'l1
wM
0-20
••t
'l 1
•ih
i—
Lï
i
s1;
,\A
y/
möh
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 d e 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 de ssa 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 se lektiv 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 v anligtvis nordsydligt orienterade låga bergryggarna. Den relativa skillnaden mellan
områdets högst och lägst belägna bergytor är max 100 m. Morfometrisk
detaljstudie av ett för kustslätten representativt område (se diagram 13)
klargjorde sambanden mellan de geologiska och morfologiska variablerna.
De breda slätternas bildning kan således tillskrivas dels materialet
som utgörs av de starkt förskiffrade, vittringsbenägna metasediraenten,
speciellt biotit-plagioklasskiffrarna, dels den i öve r kustslätten
dominerande, nord-sydligt strykande och mot öster flackstupande
(20-30°) foliationen. Den med foliationen parallella klyvbarheten,
utvecklad enbart hos metasedimentbergarter, gynnar avsöndringen av
subhorisontella metasedimentskivor. I det fall att berggrunden av
denna typ angripits av en intensiv kemisk vittring med efterföljande
glacial erosion, kan detta leda till omfattande utrensning av 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 samm a 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 nordsydlig 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 7085% av d en totala arean.
Områdets geologiska uppbyggnad är som tidigare sagts (sid 41 ) mer
komplicerad beträffande såväl material som struktur. Den branta bergartsstupningen är dock Norrlandsterrängens mest karakteristiska
strukturdrag. I likhet med kustslätten visar Norrlandsterrängens metasediment (biotit-plagioklasskiffrar och ådergnejser) en med förskiffringen parallell klyvbarhet. Denna är dock närmast vertikalt
orienterad och medför därför inte den för kusten typiska subhorisontella berggrundsavsöndringen. De brantstupande bergarterna var dock
mer intensivt utsatta för påverkan av d en selektiva vittringen. Så­
ledes är höjdskillnaderna mellan de vi ttringsresistenta och vittringsbenägna 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 raorfologiskt jämnställd med biotit-plagioklasskiffrarna.
Fig. 26. Välavrundad djupgrönsten utgör toppen av Hamrinsberget.
Foto: Karel Miskovsky.
*-
t* >,
" v
Fig* 27. Bergryggen pa Bergön i Obbola består av metagabbro
(mörk) som invaderades och breccierades av ljus
granat- och turmalinförande pegmatit.
Foto: Karel Miskovsky.
89
För övrigt utgörs bergkullarna växlande av djupgrönstenar, äldre
granitoider, mobilisât samt av regenererade och/eller mobiliserade
biandbergarter. På sina ställen
Trollberget
kan man följa bergartssuccessionen från bergfoten, som utgörs av
biotit-plagioklasskiffrarna, över bergsluttningen där insalget av
ådergnejser eller biandbergarter ökar till bergstoppen som antingen
består av granitiskt mobilisât eller starkt regenererad och/eller
mobiliserad biandbergart.
Inom Norrlandsterrängen är de i dal arna exponerade biotit-plagioklasskiffrarna ofta starkt nedvittrade. Förekomsten av en staka djupvit tringszoner som utbildats i des sa bergarter har rapporterats av
Åhman (1961).
Bergryggarnas orientering är bevisligen styrd av de förekommande
strukturgeologiska variationerna. De äldre granitoidernas förgnejsning
och stänglighet stryker ost-västligt inom Norrlandsterrängens Umeå­
avsnitt (se diagram 9 ). Följaktligen uppvisar bergryggar bestående
av denna bergartstyp ost-västlig utsträckning. Komplexen Djäkneböleklinten (6c) - SkrävelsjÖberget (6c) samt Tjälamarksberget (8d) Hamptjärnsberget (8d) kan nämnas som exempel på detta samband. Djupgrönstenarna förekommer däremot inom områden som präglas av n ordsydligt strykande förskiffring och bildar därför ryggar med samma
utsträckning [Torrberget (6b)].
De massivt uppträdande, regenererade och mobiliserade biandbergarterna
bildar tillsammans med det granitiska mobilisatet de övriga regellöst
förekommande höjderna.
90
U
•L
-"nlM" - âm Ä Jr
-
j*' , ',-m V'*
t
''
I f "v
1:
jk f "' **'% *
,, :rs> ^
'fWEÊ^À
™*''
JM ' '
*
; "' <
'•# '%à - • i-4
^ S ^/,f
f.
% S?
V< •-
1
W
'*•«? ^
9
' T *.
4
f
hJ?
•"2&M
r* & '
•A • './
y&^-åk:
'* 3 »'
y %;.,#fl
' \4
«•', ;§f.
At>"
y %v.
>"'l ?
W
<u •
00 c
y* eu
0) 4J
,jd a )
co ,0
r—1 fcû
O -H1
1i —
M 60
cu ö
PL. ÎCÛ
u
> C0
cd
rÛ
tì CJ
<u o
cu
a a
o a)
4-J 60
ö
^ -H
cd Ö
^ 4J
a) ^
Ö -H
•H U 1
S «—
o a)
X
Cd
a) a
x> a )
•H >
O
U 4J
•H O
a e
cd
i-» a)
fco -tz)
CÖ
<u M
M <u
*"Ö 4->
T-l Ö
:cd a)
•H
> U
Cd O
J-l 4-»
CÖ 4 -1
•
öo :cd
ÒO u
>> r-\ M
u e u CO
>
M
Q) ö O
no «H M
03 > CO
U
•iH
a) u S
^ :cd
r—1
m
cd cd a)
6 tì v«
M cd
4-J O
00^
• H O ••
t—1 • H o
Hd ^ 4J
>>» a. O
H c/3
CO,
CNI
ti
•H
p4
91
Fig.29.Starkt eroderad biotit-plagioklasskiffer i Umeälvens
fåra. Sörfors.
Foto: Karel Miskovsky.
Fig.30. Detaljbild av samma
område visar erosionens selektivitet,
De mjukare biotitrika bergartssekven­
serna är kraftigare
nederoderade än de
kvarts och fältspatrika 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 Fennoskandia (Högbom 1910, Nelson 1932, Tanner 1938, Nordenskjöld 1944,
Larsson 1954, Niini 1968, Abrahamsson 1974). Det är dock ett fåtal
arbeten som baseras på en metodisk undersökning av det tidigare nämnda
sambandet.
Larssons (1954) landskapsstudie visar en tydlig korrelation mellan
Blekinges landskapselement och kustgnejsers strukturella uppbyggnad.
I sin
uppsats påpekar Larsson även den markanta reliefskillnaden mellan
det granitdominerade småländska platålandskapet och landskapet inom
den skiffer- och gnejspräglade blekingska kusten. Larsson citerar
Björnsson (1936), som betonade det redan då välkända faktum, att
Fennoskandias metasedimentdominerade områden har en annan topografi
än granit-gnejsgranitregionerna.
Med hjälp av databaserad morfometri konstaterade Abrahamsson (1974),
att landskapsreliefen inom Äkeslompolos prekambriska berggrund i
finska Lappland bestäms av bergartsvariationer. Samma observation
gjordes av Kujansuu (1967) och Niini (1964).
I den tidigare nämnda undersökningen (sid 48) från Helsingforsområdet
konstaterade Niini (1968) en ökad sprickfrekvens i dal arna jämfört
med de topografiska höjderna. Niini undersökte och bevisade
statistiskt skillnader i be rgartsfördelningen mellan topp- och dal­
nivåerna. Således dominerar de granitoida bergarterna undersöknings­
områdets topografiska höjder, medan de skiffriga metasedimentbergarternas inslag är hög i dalarna. Trots denna iakttagelse bedömdes
sprickfrekvensen ha avgörande roll vid bildningen av dalgångar inom
det undersökta landskapet.
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 f lera geografiskt och geologiskt i de talj kända, mindre
områden, ger säkrare resultat än översiktliga studier av s tora 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 erosionsgenerationerna, 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, paleoklimatologin och epeirogenetiska skorprörelser (Scotese m fl 1979,
Mörner 1977a, b, 1978, 1979a, b, 1980a, Strömberg 1978,
Stephansson 1978, Båth 1979). Rekonstruktionen av F ennoskandias
paleoklimatologi antyder att dess bergyta påverkades under paleozoikum och mesozoikum av i ntensiv, selektivt verkande kemisk vittring medan i slutet av kenozoikum och under kvartären omformades
det antagligen starkt nedvittrade landskapet av de under ca 2,5
milj år upprepade nedisningarna.
De av Mörner m fl studerade snabba upphöjningarna och nedsänkningarna
av den Fennoskandiska jordskorpan talar däremot inte för den 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 th is study is to investigate the relationship between
bedrock relief and geological material by means of a detailed
analysis of t he bedrock. Situated in the central part of Umeå
commune m south-eastern Västerbotten, the study area is ca 350 km
2
in extent and is co mposed 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 th e 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 th is 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 20001750 million years.
The dominating supracrustal rocks of the investigated area are
meta-greywackes alternating with meta-argillites. The argillites
were transformed into veined garnet-cordierite-sillimanite/
andalusite gneisses, whereas the greywackes became biotiteplagioclase schists. The veined gneisses of Umeå are often mixed
with layers of primorogenic-synorogenic intrusive rocks. The
thickness of th e 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 a re
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 pr evious 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 va rying 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 t he
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. Mobilisate transitional rocks often contain fragments of both metasediments and intrusives.
Serorogenic eruptive rocks occur sporadically in the investigated
area. The texture of t he granitic mobilisate varies from aplite to
pegmatite. The rocks form either plugs or pegmatite dikes which
appear intrusively.
A short description of the investigated rocks of Umeå will now be
given. The planimetrie analyses are summarized in Diagrams 1 , 2 , 6
and 7. Chemical analyses of the particular rock types will be
found in Tables 2 to 7. The nomenclature of the igenous rock
follows the recommendations of Strockeisen (1967) and I UGS (1973).
The mineralogical and chemical compositions of the veined garnetcordierite-sillimanite/andalusite gneisses (Fig 1) are shown in
Table 1. Apart from quartz, plagioclase, biotite, cordierite, and
sillimanite/andalusite, the potassic feldspar is an important
constituent of t his type of rock. The potassic feldspar is c ertainly
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 biotiteplagioclase schists (meta-arenites) are fine-grained, poorlyveined, schistose rocks (see Fig 2 and 3). The main constituents of
quartz, plagioclase, and biotite are equally represented; however,
potassic feldspar is absent in these rocks. Mineralogical and
chemical properties of th e biotite-plagioclase schists are 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 Z n/TiO^ ratios (Wine 1977),
the analysis of t hree 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 (gneissgranites) of Umeå remain grey, coarse tonalités with a high content
of q uartz and plagioclase (An^^g). The composition of these rocks
may be se en in Diagram 4 and T able 5.
The transitional rocks between the older intrusives and the metaargillites have been formed through assimilation. The strong
enrichment of the muscovite in the intrusives caused a regeneration
or remobilisation of the above-mentioned rocks during the orogenetic
culmination of th e metamorphism. The composition of the regenerated
intrusives is granodioritic-granitic. The microline megacrysts and,
97
in places, the complete destruction of ol der structures are
distinctive features of these rocks.
The PT-conditions existing during the culmination of me tamorphism
in Umeå have been estimated as 3-4 kbar and 700°C, respectively.
Part two of the investigation commences with a summary of c ertain
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 th e
Fennoscandian bedrock are presented. These studies concern Fenno­
scandia^ structure and joint tectonics, seismo-tectonics, palaeogeography, palaeo-climatology, and epeirogenesis.
An analysis of the parameters of importance to landscape relief
has been carried out with the following results: The bedrock in
Umeå displays heterogeneity with regard to its mixture of rock
types and its structural composition. The resistance to both
physical and chemical weathering varies considerably in the
occurrent rock types, depending partly on the mineral composition
and partly on the structural and textural characteristics. Biotiteplagioclase-schists and the older granitoids, together with the
granitic mobilisate show the greatest variations in this respect.
The migmatization is most developed in the originally muscovitic
veined gneisses. Consequently, these rock types also have a high
resistance to weathering.
Regarding the study area's structural make-up, there appear to be
clear differences between the coastal plain and the Norrland
terrain. The coastal plain is ch aracterized by s hallow eastwarddipping isoclinal folds with north-south striking fold axes,
whereas the fold structure of the Norrland terrain changes strike
direction and, for the most part, dips steeply. No noticeable
difference in joint frequency could be discerned between the peaks
and troughs. According to the author, the parallel cleavability
resulting from schist formation in the meta-sediments plays an
98
important role in the relief of the coastal plain and t he 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 t he 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 t he
landscape in terms of the effect of erosive forces.
Statistical correlations between the variations in rock type and
relief indicate the decisive importance of t he 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 structuralgeological features, which can be the cause of th eir specific
morphological configurations. On the basis of this investigation,
the bedrock relief of the Umeå area can therefore be regarded as a
product of d ifferential 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 M iner. 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. - SGÂ 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 vä stblekingskt 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 Geomorph 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 analyses 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 v alleys 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), 481504.
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 geomorphology: 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 geomorphological mapping of a gl aciated shield area (Finland).
Fennia 151, 49-56.
Fogelberg, P. & M. Seppälä 1979: Geotnorphological ma p 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 L andscapes: A Syn thesis of Geomorphology. Oxford Univ Press. New York. 734 p.
Gavelin, S., 1939: Geology and ores on th e 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 Cordierite, 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 Fairbridge, 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 r oom 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 P lutonic 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 a seismic 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 t he postAptian 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 r um 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, continentalscale 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 mell an
Ålidhemsanläggningen och lasarettets pannncentral.
Oxaal, J., 1910: Fjeldbyggningen i den sydlige del av B örgefjeld 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 t ectonic 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 7 03.
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 t he
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 m agnesium
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 t he 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 PreCambrian 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 dubbdäcksslitage • Meto den är icke normerad i Sv erige, men grundar sig på
en i Sto rbritannien 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 e n 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 öv erskott 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 fö rsökstekniska skäl uträknas sedan viktförlusten per yt-
2
enhet (mg/cm ) vilken definieras som det s k sliptalet.
Sliptalet påverkas i stor utsträckning av de i b ergarten ingående
mineralens hårdhet och även av bergartens struktur. Vid försök i
prowägsmaskin har det vi sat sig att s liptalet 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 sliptalsvärde 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 provvägsmaskin. Kalksten uppvisar i regel ännu högre sliptalsvärden.
BILAGA i
BERGGRUNDSKARTA
^o;
ierget "\113H
A orr/nansiorf)* ,.
ÖVER
UMEÅ
. _0 itÅsZjwÉåT,r X
-p/ //;#«}5;
X/////^'^
^
MED
OMGIVNING
^ îW^n ;
^
v
>\ìl :•" t >**
fe.
o\J
NoIWty /V y
O-** fiderete?"
/
x <c/
/
"ti ~~..
v
'M ÏU'.
//</// <j
J\5
k $Sss^/. ff. / , - /
•>,
// J >
,; A/
/
^
• V- v\V 'i/ ••', / / A\
' \.
iks // / / ^/)
£ ••
\/
y /
a
J • •••,/7?yM>/< /.'/ '> /
X /
« . . -s « •; s 1
f-5Vj
,'
* ^- r
\v,
/
f:1 i
//':
r< ///Y
,..,p/ i
/' , f J
W •— -
''vf&Jt **x//y>/''*'//
'§D '//,#[/fy
f / -?'
\ »V-v^
\-'Jjjilifrfi^\ ê&
/
/
:-^V';'i
'
'
'
/
- i-Ersmark
kjutfält
{•/anna boa
v
/Xx
'* > / / > / s>.-yT> >
r, ;. 1 . u i i f » «
! ' '•, ! 3ÖW « „ "S „
(, "
11
?»
i
^ v i { » , ' , , : M i w i . , , ' ' ,u-, „•
« J u „^n " It
^
!'"! "iêàÈâMi
/
a ^ /
^-~4^x
's / S'y*
Stòninysit)yran
Sta
berge
^» 7/ / 'A'/,
K C / Av'//*^
v
% .%\,
// ' * // ^ > ^5 „
i
at // V* *V V '* '/ * * y 5\„
S'ÄÄ'1
t # # ~* b 4 * / / *
> yV ^
-
1. •*...* #
.
f
. s/\ *
/
/
x
j. ^ \\i' !/
^X<- - ^
vm * 4 y y / S
s
dlii'i11
^
if
Iii"^1 1
11
ä -J".
«, ,I-^
;.. ;
t
I
J^
„
v -r • • v
II " H
"H // f / V
''
s A/, / "
>/>>
,
V
fm5
MÌ
;
; ;
i
,kH i
*1 1
mmsmx
&m2
KSS li v ^"i'Nydaiasjòf. . ,
Hji| n In II i[Tavlesiôn) Vj
K4*
'I 'l'I i iÄ
l
| l |
t
\
i11 .Ï \
• l ' i i l i \ i
1
Ir/11'/j'M,', «Zn
'< W,ï^/kV'«~k^
f ^=
V
w
,
\\\-s
w \ \]X,
l'f I
1 I , 1lhnena\
11
^ywM.y.r;.'?.;,;',";'.
/1!1
11é i' ì'i'tW'r/i''Ål m'M.'*}'•
„//,/, ///'V/, /
f '
'/l'l 'i.'r'i/i'IO^jk
v
I d J J J , 1.1*11
i
si
',/
i i , 1 . /.
/
'-r,
I.
fj
N\m
f
liMÄl
vi 0,
LÌJL
'Vi"I
l'i' U I
Bjånnsjön
1
P
I . IV t
{
nf
X \ ,1 t
, 1 I '\ \ 1
y ti h , i \ \,^
1
^N \\ \ I V i •, 1 , 1 1 1 » 1 1 \ ; 1
N
ï v B
I .I 11 1I I
I Ull
30
^//r-
òkrav
\y\
v,»,M
\\ \ h
^ 1 1V i V j i V \ v v M 1 1 1 1 « r \ i -in i
\ A 1 v 1 1 1 . ^ v / 1. y 1 \ M ; y J l \ ' i i
\ . 1 \ 1 1 1 1 \ « /' i M i 1 t M ' . ' 1 I v i 1 1 - I )
^
i
K N\ «
sm
•m'M
i^N:^\ii 1
^. «
Ä4|ÄiåÄf®
h U S
\ 111111
tò»V'.!ìÌ
\WMl (I
w,y
\\w
w il
\w*
\
l
'ii<1..ni
11 11 "fll'Hy "'T^v
Ytters
/
vvv» v
S i
ir
Sands
Svinimêti
,,, jteite»«'!
:*
i\
_
. / /.-* -S . \ V'
f,V Sù \'i :\i / Y^vViV, , ,
iii'/iv, i
.vMi'VVWiV
A \>xh'|\41^%NKn
• *• ì ' . I t i, l\
i*.\ v.*
\ Ä\TW
^ 1 ' '
i
N
V
v
'
'
Vi i
i »v
•>i,l,\ \ S V V r V J,
.018' \'
ï \ 1» 1
i'
Iv,1
tìlH'tì
li A u vw wh
ti
\J ~L&$*
ions
1 'l
,^,'* i TTT-rfi
a
&î i ' S f S i
FlisberftsLitunv&t
K
Ma »
.70
X Skiffrighet
Ml»»
med angiven stupning
R |bM I
Aplit
granit och pegmatit i g ångar och små massiv
Biandbergart a) regenererad
b) mobiliserad
X
X
Skiffrighet
med brant
stupning
£
-O
a>
CO <5
« ?
> -i
GO
2
5.
3
c/>
v ^Äwfc4
Lényn
IKcjÌCJÌ
Österfjärden
ij u|
N
vy
\ A.
i^
Skiffrighet, vertikalt
\ Skiffrighet, stupning ej
Mörk tonalit, kvartsdiorit, diorit och gabbro
o
Pyroxenit
>
30
Biandbergart (bandgnejs)
J2
\
Ostéxfjätden
^
Tonalit - granodiorit
00 c
I —
E
CD
o>
..^
,"»,i
PtrTl
r» i
a
känd
<:°
CD
»1
•S
00
co o>
c c
a>
S* "°
2 «
S 5
« i
CO
c
Q)
S\
p^jSSi
Basisk
(J
Stänglighet
Veckaxel
med
II „
angiven stupning
W
« >1
rt
lic
% •
W
If I* A «' ., *«• *\\
» . « tt\> .. 1* l\
fM
i'Jv? !
0
mr
\ s : 11 i
11 n " m
, H : » ,1 " II Ü
l
• II (IK. ».
med angiven stupning
• I. W ..CI
:
Berg i dagen
metavulkanit
wm§m^m
XV.—
-<
/ V1
•- »
' ;-;;].«i=:
^«,u-kt.¥
r,ft
Kìmoà^
ham
;/» iiumh.nnp'"it hamn
f\*
m
Br;incy ,'J;jöyyilfenf
rLs
Ur
topografiska
Medgivande
kartan
82.0053.
v - 'I
.
JI1
)
J ;
;r.v:
IhT* /berget
://'• f
^[ v
1
S ;r ,„JÛ
rftfertf)'*v/I5"
- åOjupsunas-...-l
t
Maisidden 1;J- \l •'
1/ '
/ > 'j i \
5 km
H
t\ j
mx
Ädergnejs
Biotit - plagioklasskiffer
1
\ 1 '
i r, ' 1, 11,11 VH'If' -1 i i I
J I I j V( ' I . ' i I Äj
• •( J1.1
c
Inneslutnîngar av metabasit
I l^ìj11 il!' i i , [I I
. .O
tIlska
__
VTsun
^rw MKr0klaqée I
X%vtran
/
\Uil
från Lantmäteriverket.
,^:z !
' \G ranskärs
lis
