REGION BERGSLAGEN

Bergslagsregionen utgör en komponent i ett plattektoniskt kollage som kallas den paleoproterozoiska Svekofenniska (Svekokarelska) orogenesen (figur 1) [Gaál & Gorbatschev, 1987/Nironen, 1997/Lahtinen et al., 2005]. Bergslagens landavgränsningar är åt alla håll definierade av deformationszoner: Gävle-Rättvikzonen i norr [Tirén & Beckholmen, 1990/Stephens et al., 1994/Högdahl et al., 2009], Protoginzonen i väster och Loftahammar-Linköpingszonen [Beunk et al., 1996] i söder. Avgränsningen i norr sammanfaller med ett metamorft hopp [Stephens et al., 2020], med högre metamorf grad norr om zonen. Den har föreslagits representera en stortektonisk domän eller terränggräns [Lahtinen et al., 2005/Högdahl et al., 2009].

Metavulkaniterna förekommer i de norra och västra delarna som tättveckade "fönster" (engelska: inlier). Yngre graniter och pegmatiter, 1,85-1,75 Ga, påträffas i de norra och västra delarna av regionen [Stephens et al., 2009]. Den metamorfa graden i de västra delarna av Bergslagen från grönskiffer till amfibolitfacies och i de södra delarna från amfibolit- till granulitfacies [Stephens et al., 2009/Andersson et al., 2006]. Datering av metamorfa påväxter på magmatiska zirkoner från norra delarna av regionen tyder på två metamorfa episoder vid 1,87 Ga och 1,80 Ga [Andersson et al., 2006].

Allen et al. (1996) föreslog att Bergslagens vulkaniska bergarter bildades under en intensiv vulkanisk fas och en påföljande avtagande fas. Under den första fasen, som var väldigt aktiv, karaktäriseras av stora kalderabildande vulkanutbrott, som visar sig i mäktiga pyroklastiska avsättningar. Den senare fasen karakteriseras av inte fullt så mäktiga pyroklastiska avsättningar tillsammans med biogenakalkstenar, vilket syns i förekomsten av stromatoliter.

DANNEMORA

Geologin i Dannemora har studerats i detalj av Lager (2006) och Dahlin et al. (2012). Dannemoraformationen är indelad i ett undre och ett övre led, varav den senare är indelad i subenhet 1 och 2. Det lägre ledet, som utgörs av ignimbriter och har tolkats korrelerad med den intensiva vulkaniska fasen [Allen et al., 1996] och saknar kända mineraliseringar. Det övre ledet består av omlagrade vulkaniklastiska bergarter och underordnat av kalksten. Avsättning av övre ledet kan vara korrelerad med den avtagande vulkaniska fasen. Värdbergarten till järnmalmen är huvudsakligen dolomitisk kalksten och underordnat skarnomvandlade vulkaniter [Allen et al., 1996].

Formationens pyroklastiska ursprung visar sig till exempel i att bergarterna innehåller omvandlade före detta glasiga fragment, pimpstenar och fragmenterade kvarts- och plagioklaskristaller. Den stora mäktigheten på varje enskilt pyroklastiskt lager tyder på att formationen avsattes i en sänka med avgränsningar i flera riktningar dvs. en kaldera. Pyroklastiska flöden som avsätts under hög temperatur kan innehålla sfäruliter dvs. klot av omkristalliserade glasfragment. Förekomst av spridda sfäruliter och frånvaron av hett kompakterade pimpstenar (italienska: fiamme) i det undre ledet tyder på att det avsattes i en delvis het miljö medan primära, nu sericitersatta, glasfragment i det övre ledet tyder på att avsättningsmiljön var relativt sval.

Normalgraderade lager av ask-siltsten med vattenflyktstrukturer (engelska: fluid-escape structures) tyder på att de avsattes i vatten i den östra delen av fönstret. I Bennbo, i fönstrets centrala delar, finns bevarade erosionskanaler och korsskiktning som bevisar de vulkaniska utbrottsprodukterna avsättes i grundare vatten, ovanför stormvågbasen.

Lager (2006) föreslog att de välbevarade bergarterna i Dannemora var påverkad av temperaturer som motsvarade lägre grönskifferfacies. Dahlin & Sjöström (2010) visade emellertid att den metamorfa graden varit övre grönskifferfacies.

Diabasgångar, med bredd från några centimetrar upp till 1-2 meter, påträffas i nästan varje häll. Gångarna har en mineralsammansättning som är typisk för grönskifferfacies dvs. amfibol (tremolit-aktinolit), klorit, epidot och plagioklas med varierande grad av saussuritisering. Den kemiska sammansättningen och isotopkaraktären hos dessa gångbergarter visar att de är relaterade till ultramafiska till mafiska intrusiva bergarter i Bergslagens östra del [Johansson et al., 2011].

Veck i mesoskala (F1) kan härledas från relationen mellan lagring och tektonik foliation. Veck i mesoskala såsom Dannemora- och Bennbosynklinalerna har definierats genom skiftning den av stratigrafisk föryngringsriktningen i sedimentära strukturer som korsskiktning och erosionskanaler [Dahlin et al., 2012]. Dessa F1-veck, med åt öster svagt tiltade axialplan, är sedan överpräglade av F2-veck med nord-västligt stupande veckaxlar och branta axialplan.

En skjuvzon, Österbybruk Deformationszon (ÖDZ; figur 2), där östra sidan rört sig uppåt i förhållande till västra sidan, skär igenom det östra veckbenet på Dannemorasynklinalen [Dahlin & Sjöström, 2010]. Zonen har återaktiverats under spröd-plastiska till spröda förhållanden [Persson & Sjöström, 2003/Engström & Skelton, A, 2003] och har blivit identifierad på djupet genom reflektionssesmiska undersökningar [Malehmir et al., 2011]. Persson & Sjöström (2003) föreslog att den plastiska episoden av ÖDZ representerar en veckad förgrening (engelska splay) av Singö skjuvzon (SSZ; figur 1).

PYROKLASTISKA TEXTURER

Med en metamorf grad på övre grönskifferfacies i Dannemoraområdet, vilket är lägre än den generella i Bergslagen, finns ovanligt välbevarade pyroklastiska texturer och sedimentära strukturer.

I magmakammare under en vulkan finns det en smälta av berg och lösta gaser. Gaserna förblir lösta till det djup i jordskorpan där trycket på magman är tillräckligt lågt så att gasen börjar bilda bubblor. Det kan liknas med en läskflaska; när korken är påskruvad syns inga bubblor, det är för att läsken är under ett tillräckligt högt tryck så att koldioxiden förblir löst i vätskan. När korken skruvas av syns det att det finns gas i vätskan genom att det bildas bubblor som stiger uppåt i flaskan. Men magman är mycket viskösare (dvs. mer trögflytande) än läsken vilket innebär att gasen frigörs långsamt och den största delen gas blir "fångad" i magman. Gasen expanderar ändå successivt då trycket på magman minskar, vilket är samma sak som att den rör sig uppåt i magmakammarsystemet under vulkanen. Under ett vulkanutbrott expanderar gasen okontrollerat, vilket leder att den uppåtströmmande magman slits sönder till så små fragment att de knappt går att se med blotta ögat, vulkanaska.

Under vulkanutbrott bildas en askpelare som strömmar upp ut vulkanöppningen. När askpelaren kollapsar faller askan ned och bildar pyroklastiska flöden. Flödena är som laviner av upp till 900°C [Smith, 1960] varm aska för felsiska utbrott som kan rusa fram i flera hundra kilometer i timmen. Flödena styrs av topografin och blir således koncentrerade till sänkor i terrängen. När dessa flöden kommer till ro kallas avsättningen ignimbrit.

Det finns tydliga bevis i både mikro- och makroskala på att bergarterna i Dannemoraformationen är av pyroklastiskt ursprung. De texturer som kommer att beskrivas här är pimpstenar, fiamme, sfäruliter, glasfragment och pisoliter.

Fiamme

De relativt svaga pimpstenarna kan med lätthet kompakteras på flera sätt. När det sker kallas dom fiamme, vilket är italienska för flamma. Fiamme är en icke-genetisk term och kan beskrivas som flammor eller utdragna linser

Kompakteringen kan ske genom plastisk deformation, dvs. tillplattning och sintring (engelska welding) av heta glasiga fragment i avsättningar från pyroklastiska flöden. Dock kan orsaken till kompaktion av pimpstenar likt de i Dannemora vara svår att avgöra eftersom fiamme även kan bildas genom diagenetisk kompaktion och tektoniskt tillplattning. Dock kan tillplattningens ursprung härledas genom att titta på ändarna på fiamme. Vid het kompaktion dvs. primärt deformerade i den pyroklastiska avsättningen, har fiamme flikiga ändar medan diagenetiskt och tektoniskt deformerade fiamme har ändar som är hoptryckta likt kilar.

Om omständigheterna förändras t ex genom att heta gaser (såsom vattenånga) tillförs den pyroklastiska avlagringen, så finns det möjlighet för glaset att börja kristallisera under överskådlig tid [Marshall, 1961].

SEDIMENTÄRA STRUKTURER

Störda sedimentära skikt, erosionskanaler och korsskiktning är alla indikationer på att avsättningsdjupet varierade då den vulkaniska askan sedimenterade. Förekomst av stromatoliter indikerar att det förekom relativt lugna vulkaniska perioder då de inte kan växa om det är för mycket aska i vattenpelaren som hindrar solljuset att nå ner till dem och därigenom fotosyntesen.

Den här kallade primära deformation syftar på att den sker långt innan sedimenten förstenas till bergarter och därefter utsatta för regional (sekundär) tektonisk deformation.

När den vulkaniska askan som regnat ner i vatten börjar askpartiklarna, beroende av storlek och form, att sjunka till botten olika fort; de större partiklarna sjunker fortare och hamnar underst. De finare och ofta plattare partiklarna dalar långsammare i vattenpelaren och hamnar således överst. Gradering på detta vis med större sandpartiklar i botten och finare lerpartiklar på toppen kallas normalgradering. De översta partiklarna kan pga. deras form och storlek bilda ett tätt lager. När mer sediment/aska överlagrar de befintliga lagren så ökar vikten på dem. Då vattnet i sedimenten ”stängts in” under ett övre tätt skikt bestående av lerpartiklar så byggs det upp ett tryck i det undre lagret. När hela avsättningen störs t ex vid ett jordskalv i samband med vulkanutbrott, så skakar hela sedimentpacken. Då kan det övre skiktet brista och vattnet strömmar då upp i ovanliggande lager. Förloppet resulterar i och bevaras som en vattenflyktstruktur (se figur 7).

Koordinater till den daterade hällen och pisolithällen: https://maps.app.goo.gl/tJSxY7TZHm5qENbS7

Sedimentdeformation

Cirka två kilometer väster om Dannemora gruva ligger Bennbo (figur 2). Där finns det en cirka 70-80 meter lång sektion i ost-västlig riktning av vulkanosedimentära bergarter som uppvisar flera bevis på att vattendjupet fluktuerade över tid för cirka 1,9 Ga sedan. Det finns olika orsaker till varierande vattendjup. Ett stort inflöde av vulkanaska som fyller upp bassängen så att vattendjupet minskar och slutligen blir negativt dvs. så att vulkanaskan exponeras ovanför vattenytan för väder och vind. En annan anledning kan vara att underlaget hävs/sjunker i samband med vulkanutbrott [Fiske & Kinoshita, 1969]. Dock är den vertikala rörelsen sällan mer än en meter [Amato & Chiarabba, 1995].

Figur 7A visar en omlagrad vulkanosedimentär sekvens där det syns horisontell lagring (förstärkt med svart linje) som innehåller vita pimpstensfragment (svarta pilar) och en erosionskanal (beigea området överst). De horisontella lagren kan indikera avsättningsytor eller att avlagringarna blivit omarbetade av vågor, i detta fall är tolkningen det senare. Att avlagringarna varit exponerade för väder och vind ses i den erosionskanal som skurit sig ner i de då horisontellt avlagrade avsättningen. Erosionskanalen har sedan blivit fylld med beige ask-siltsten. Även en erosionskanal kan tjäna som uppåtstruktur. Då den konkava formen på erosionskanalen är nedåt i fotot så är bevisligen uppåt i stratigrafin är även uppåt i fotot. Det går även med lite god vilja att finna normalgradering i dessa lager (syns dock ej i fotot). Förekomst av erosionskanaler, omlagrade avsättningar och korsskiktning är indikationer på att vattendjupet varierade något över tid.

Tecken på omlagring ses i figur 7B i form av krosskiktning. Det bildas när vågbasen i vattnet drar med sig de lösa sedimenten som "staplas" på varandra (förstärkt med svarta linjer) med en vinkelskillnad på i detta fall 16 grader, vilket är 10-20 grader lägre in den naturliga rasvikeln. Det lägre gradtalet kan förklaras som en s.k. snitteffekt, vilket innebär att vi inte ser den lilla sanddynen vikelrät mot transportriktningen och då blir vinklar lägre än den sanna. Transportriktningen är från vänster (norr) mot höger (söder) i fotot.

Att området var seismiskt aktivt kan ses i deformation av de vid den tiden mjuka avlagringarna. I figur 7C ses en BIF (Banded Iron Formation). Mörkgråa lager är magnetitrika och de beigea är ask-siltstenslager som saknar magnetit. Notera att det finns några veck centralt i fotot (förstärkta med vita linjer i nedre figuren). Både nedanför och ovanför vecken ser lagren mindre påverkade ut då de är så gått som horisontella (förstärkta med röda linjer i nedre figuren). Dessa veck bildades inuti sedimentpacken, men påverkade som synes bara visa lager. Det var troligen seismisk aktivitet i samband med vulkanism som skakat om hela sedimentpacken och orsakade glidning och veckning. Detta kallas convolute bedding på engelska. Varför är detta inte tektoniska veck då? Om så var fallet hade hela packen varit full med asymmetriska veck.

PETROLOGI

grundämnen kombineras i rätt diagram går även omvandlade bergarters tektoniska miljö att härledas. Dahlin et al. (2014) gjorde en undersökning av geokemi och isotoper av Sr och Nd från diabasgångarna i Dannemora. Här följer en sammanfattning av spårämnesdiagrammen som redovisas i figur 9A-C: gångarnas magmor var kalk-alkalina, vilket är signifikativt för subduktionszoner. Magmorna bildades i en blandad miljö av subduktionszon och kontinental vulkanisk zon. Allen et al., (1996) föreslog att en modern analogi för hur Bergslagen bildats är Taupō Volcanic Zone i Nya Zeeland som är en s.k. back arc basin. Den blandade tektoniska signaturen indikerar att magmorna har erfarit flera episoder av anrikning och utarmning av olika grundämnen, genom processer som skedde i mantelns övre del men även vid senare omvandling under metamorfosen.

Om analyserna plottarutanför detta fält tolkas bergarterna som omvandlade. Då samtliga analyser förutom en plottar utanför magmatisk sammansättning, så tolkas gångarna i Dannemora vara omvandlade. Att kalium är anrikad relativt natrium, vilket inte är kompatibelt med magmatisk sammansättning för mafiska bergarter, indikerar att gångarna har erfarit en post-magmatisk så kallad alkalimetasomatos.

För att dechiffrera fraktioneringstrender från andra trender kan grundämnen som är inkompatibla plottas mot varandra vilket ska ge en linjär trend med positiv lutning. Om inkompatibla grundämnen plottas mot kompatibla så ger det också en linjär trend men med negativ lutning. En brant minskning av kompatibla grundämnen, såsom MgO och Cr, med ökande fraktionering tolkas som kristallisation av mafiska mineral såsom olivin, pyroxen och kromit. Däremot finns det ingen tydlig negativ korrelation mellan inkompatibla grundämnen som Nb mot kompatibla som MgO eller Cr, så de linjära trenderna mellan inkompatibla grundämnen såsom Nb mot Ce, Zr, Y och Yb som tolkas in som differentieringstrender. Trenderna är istället tolkade som en effekt av blandning mellan åtminstone två magmor med liknande huvudelement; en som hade relativt låg mängd inkompatibla spårämnen och den andra med relativt hög mängd inkompatibla element. Fraktionering syns tydligast i plottar med kompatibla element som MgO mot Cr eller Co. Magmablandning syns tydligast i plottar mellan immobila och inkompatibla element såsom Nb mot Ce, Hf eller Zr, där magman hade olika sammansättning och elementkoncentrationen utvecklades med en lite inflytande av fraktionering. Genom detta resonemang visar det sig att de flesta inkompatibla element primärt inte är kontrollerade av fraktionering utan av blandning av två eller flera magmor. Den fraktioneringskontrollerade ökningen av inkompatibla grundämnen var begränsad då magmareservoaren förblev i flytande fas så rådde troligen en jämvikt mellan smälta och kristaller annars skulle gångarna varit mer fraktionerade. De olika gångarna representerar då olika blandningssammansättningar mellan dessa magmor.

Både Nd och Sm uppvisar relativt god linjär passning när de plottas mot Nb, så de var immobila och att isotopsystemet Sm-Nd är trovärdigt. Isotopsammansättning i en magma är inte påverkad av fraktionering utan bara av blandning av olika magmor och assimilering av sidoberg. En snabb transport genom den kontinentala skorpan indikeras av den generellt basaltiska geokemiska signaturen på gångarna. I själva intrusionsskedet befann sig den Svekofenniska orogenesen i en extensionsfas [Hermansson et al., 2008] som bidrog till sprickbildning som var förutsättningen för intrusion av gångarna.

STRUKTURGEOLOGI

I Dannemora finns bevis för flera olika generationer av deformation i form av sammanpressade pimpstenar (se fiamme), foliation och tektoniska veck. Fiamme kan som bekant bildas genom plastisk sammanpressning (sintring) strax efter avsättning av vulkanaskan men kan även komprimeras diagenetiskt dvs. under bergartsbildandet eller vid tektonisk deformation.

I vissa fiamme som påträffas i Dannemora finns bevis för olika deformationsfaser. I figur 10 har två deformationsfaser identifieras. Den första tektoniska deformationen resulterade i tillplattning vertikalt i fotot. Benämningen är då S1 vilket är första generationen tektonisk deformation och S står för surface. Kompaktionen av dessa fiamme är inte ett resultat av sintring (engelska welding), för då skulle de innehålla sfäruliter och troligen inte vara sericitersatta som i förekommande fall.

Den andra deformationsepisoden ledde till det krusiga utseendet på fiamme, en så kallad krenulation. Benämningen blir då S2, dvs. tektonisk foliation nummer två. För att en krenulation ska kunna uppstå måste det finnas starkt utvecklade ytor, dvs. tektonisk foliation som vid vid nästa fas kan deformeras och bilda krusiga (veckade) ytor av den tidigare foliationen, S1. Fotot visar att det var stor vinkel mellan foliationerna, vilket kan ses på större skala. Tolkningen av deformationsfaserna i Dannemora (och i regionen) är att den första fasen resulterade i en kompression i öst-västlig riktning. Det resulterade i storskaliga tätt sammanpressade veck, F1 där F står för engelska fold. Andra veckfasen bildades genom kompression i ungefär nord-sydlig riktning och storskaliga Z-veck, tydligast i de vulkaniska bergarterna i Dannemoraområdet (se figur 2).

Vid veckning av bergarter med en tydlig lagring, bildas en vinkelrelation mellan lagring och foliation (se figur 11). I veckomböjningen, är vinkeln mellan lagring och foliation hög medan vinkeln är mindre i veckskänklarna (figur 11). Dessa vinkelrelationer är användbara för att analysera strukturer och relationer mellan olika veckgenerationer. Det går även att räkna ut ungefär var man befinner sig i ett stort veck dvs. i omböjningen eller i skänklarna, och vilket håll veckomböjningen finns.

Foliation utbildas parallellt till sub-parallellt med det så kallade axialplanet, som är ett tänkt plan som delar ett veck vid veckomböjningen (figur 11).

Tektonisk foliation utgörs av mineralkorn som till synes blivit tillplattade. Men exempelvis biotit, som består av tunna flak, har vuxit till med den längsta tillväxtriktningen vinkelrätt mot högsta tryckriktningen eller mineralkorn som omkristalliserat och ser ut att vara utdragna vinkelrätt mot högsta tryckriktningen vilket är vanligt för kvartskorn som på engelska kallas grain shape fabric (eller grain shape preferred orientation = GSPO).

I samband med tektonisk deformation kan linjära strukturer uppkomma och de bildas genom att kompressionen varit "omslutande" i två riktningar och resulterat i en tubliknande struktur dvs. två dimensioner som tryckts ihop mer än den tredje. Ett exempel är de ursprungligen sfäriska pisoliterna som idag är ellipsoider är en bra indikation på att de erfarit tektonisk deformation. Den längsta axeln i ellipsoid är i sin tur parallell med den s.k. stängligheten (sträckningslineationen) i berget.

Bennbosynklinalen

Den vulkanosedimentära sekvensen i Bennbo, som skrivs om ovan, går att följa i mer eller mindre 70-80 meter i öst-västlig riktning, vilket är vinkelrätt mot lagring och foliation. I denna sekvens går det att härleda en veckomböjning då föryngringsriktningen skiftar från att peka österut i det västra veckbenet till västerut när det branta axialplanet passeras. Föryngringsriktningen definieras som beskrivs ovan av erosionskanaler, korsskiktning och vattenflyktstrukturer.

Dannemorasynklinalen

Ovan beskrivs en pisolithäll som ligger i norra delarna av malmstråket. Dessa pisolitförande lager har påträffats även i den östra skänkeln till Dannemorasynklinalen, vilket är indikerar en veckomböjning. Ytterligare har även strukturer i marmorlager som indikerar en veckomböjning påträffasts i den östra veckskänkeln.

Skjuvzon

En skjuvzon är en geologisk struktur med stark deformation som har två dimensioner som vida överstiger den tredje dvs. utsträckningen i längd- och djupled är mycket längre än bredden. Vid bildandet av en skjuvzon är krafterna differentiella vilket innebär det att de är orienterade olika i förhållande till en given punkt i zonen. Det enklaste scenariot är att det på var sida om ett tänkt plan har rört sig åt diametralt håll på båda sidorna av planet och detta ger upphov till skjuvning. Det leder till att deformationen är fokuserad till stråk eller plan i bergmassan då skjuvzoner bildas, vilka beroende på när och var de bildas, varierar i bredd från mm till 100:s meter. Djupet är delvis avgörande för vilken bredd zonen får; längre ner i skorpan bildas breda zoner jämfört med på grundare djup. Exempel på storskaliga skjuvzoner är flackt orienterade glidplan som uppkommer vid bildandet av bergskedjor när kontinenter eller andra landmassor kolliderar. Där har bergmassor rört sig på varandra och bildat s.k. skollor (engelska nappe).

Beroende på kinematiken benämns zoner på olika sätt. Om den relativa rörelsen varit medurs eller höger-lateral kallas den dextral och om den relativa rörelsen varit moturs eller vänster-lateral kallas den sinistral. Kinematik måste ses utifrån vilken yta som granskas; en horisontell yta behöver inte ha samma kinematik som en vertikal yta.

Söder om Dannemora (https://maps.app.goo.gl/pmpdataQXZk2qcLP7) finns en skjuvzon som slår igenom en granit (Figur 13). Som kinematiska indikatorer kan relationerna mellan skjuvzonsavgränsningarna, S-ytor och C’-shear bands användas som i förekommande fall visar på sinistral skjuvning i detta snitt; övre sidan rört sig mot vänster i förhållande till den undre sidan.

Om den sanna kinematiken ska bestämmas måste skjuvzonens lineation tas i beaktning. Genom att titta längs lineationen och samtidigt vinkelrät mot foliationen i skjuvzonen kan den sanna kinematiken avgöras. Om dessa kriterier inte beaktas kan endast skenbar kinematik bestämmas. Figur 12 visar olika utvecklingsstadier i en sinistral skjuvzon.

METAMORFOS

Metamorfos innebär att bergarter är sekundärt omvandlade pga. förhöjt tryck och/eller temperatur. Förändringen av bergarterna sker gradvis och kan beskrivas utifrån typisk mineralogi t ex som grönskifferfacies som innehåller gröna mineral såsom epidot, tremolit-aktinolit (gröna amfiboler) och klorit eller amfibolitfacies som karaktäriseras av svarta amfiboler (typiskt hornblände). Marmor är metamorf kalksten. Metamorfos sker genom olika skeden och följaktligen vid olika temperaturer och tryck. De olika skedena kan benämnas efter dess omfattning. Två exempel är regional metamorfos som påverkar stora områden och är allomfattande för bergarterna medan intrusionsrelaterad (kontakt-) metamorfos är relativt begränsad i dess utsträckning och närhet till som namnet säger intrusioner såsom stora volymer magmor men även mindre typ diabasgångar.

Under metamorfos sker flera mineralogiska förändringar då de ursprungliga mineralen inte är stabila. Denna förändring sker på olika sätt och av olika orsaker; vissa mineral omdanas till mineral med samma kemi såsom aluminium-silikaten andalusit-sillimanit-kyanit-serien. Denna serie är användbar för att bestämma just tryck/temperatur i aluminiumrika sedimentära bergarter. Dessa mineral är s.k. polymorfer och har olika kristallform. Ett annat exempel är diamant-grafit. Andra mineral förändras kemiskt och helt nya mineral bildas såsom plagioklas som saussuritiseras och ersätts med en mineralblandning (se nedan).

Metamorfos kan innebära att primära texturer och strukturer suddas ut, men som är fallet i Dannemora så har de primära texturerna bevarats såsom pisoliter och pimpstenar, vilket beror på den relativt låga metamorfa (grönskifferfacies) graden som många texturer fortfarande synliga. Ytterligare en typ är hydrotermal metamorfos som orsakas av heta fluider med varierande kemisk sammansättning och kan påverka både bildade bergarter och vulkaniska avsättningar, vilket är påtagligt i Dannemoras bergarter. Två typer av hydrotermala omvandlingar är sericitisering och saussuritisering (se nedan).

I vulkaniska bergarter finns bevis för att omvandling sker redan kort efter avsättning, där glas som är termodynamiskt instabil ersätts med kristaller i form av sfäruliter (se pyroklastiska texturer) som då är stabila vid rådande temperatur.

Sericitisering och saussuritisering

När glasiga pimpstensfragmentet ersatts med finkornig muskovit kallas det sericitisering och det sker genom hydrotermal omvandling (se figur 14A). En annan hydrotermal omvandling är s.k. saussuritisering vilket påverkar främst de kalcium-rika delarna av plagioklas, vilket i allmänhet är de centrala delarna av mineralet, som ersätts med en mineralblandning av zoisit, klorit, amfibol och karbonater (se figur 14B).

Skarn

En tredje variant av hydrotermal omvandling som kommer att omnämnas här är skarn. Termen är internationell men härstammar från Sverige som användes inom gruvnäringen för vad som ansågs vara en mindre användbar bergart. Skarn utgörs huvudsakligen av mineral rika på kalcium, järn, magnesium, mangan och aluminium, och vanligen av mineral och mineralgrupper såsom granat, pyroxen, magnetit/hematit och epidot för att nämna några.

Skarn bildas genom s.k. metasomatos vilket innebär att kemisk förändring av en bergart genom att hydrotermala fluider. Det är inte ovanligt att skarn är stratiform (parallell med angränsande lager) och t.o.m stratabunden (till ett eller flera sedimentära lager), men om relaterad till intrusion kan skarn vara diskordant. 

Skarn är vanligt i Dannemorasynklinalen i samband med malmen men även i Bennbosynklinalen. Skarnförkomst i den senare är stratiform och stratabunden då tolkningen är den att i den vulkanosedimentära stratigrafin fanns det ett inlagrat kalkrikt lager. Det avgörande för om det blir tunna laminat av skarn (se figur 7E) eller som i Bennbo påträffats ett zonerat skarn lager (Figur 15). Den möjliga tolkningen är att då det fanns en stor kemiskt skillnad mellan ett kalkstenslager inbäddad i vulkano-sedimentärt lager såsom ask-siltsten. Den kemiska skillnaden ger upphov till en gradient där kalcium går från kalkstenslaget mot ask-siltstenen och alkalier, järn, magnesium, kisel och aluminium från ask-siltstenen går mot kalkstenen. Troligen var skarnet i första finkornigt och senare förgrovades under den regionala metamorfosen [Meinert et al., 2007].

Figur 15. A) Foto på skarn från Bennbo. B) Illustration på vad som händer under metamorfos vid bildandet av ett reaktionsskarn (från Meinert et al,. 2005)

Den generella formeln för granat är M1(²⁺)₃ M2(³⁺)₂ (SiO₄)₃, som kräver lite förklaring. M1 står för metallposition 1 som besätts med katjoner med 2+ såsom Fe2+, Ca2+ och Mn2+ och M2 står för metallposition 2 som besätts med 3+ katjoner såsom Al3+, Fe3+ och Cr3+. Beroende på vilka kajoner som sitter i de olika positionerna så heter granaterna olika. Om konstellationen i förekommande fall är Ca2+ och Fe3+ så heter granaten andradit, Ca2+ och Al3+ så heter den grossular och Fe2+ och Al3+ så heter den almandin. Men för att komplicera det hela så kan det exempelvis vara 40% Fe2+ och 60% Ca2+ M1 positionen i samma granat. 

Figur 16 visar två profiler i granater från skarn som har analyserades med microsond; 13 punkter i profil A och 28 punkter i profil B. Med en microsond går det inte att separera olika oxidationstal för samma grundämne t ex järn kan ha Fe2+ och Fe3+, så när vikt-% ska beräknas väljs antingen FeO (Fe2+) eller Fe₂O₃ (Fe3+) i uträkningen eller mangan som kan ha flera olika oxidationstal. I diagram likt figur 16, går det att se vilket oxidationstal järn har, då järn och aluminium följer varandra, dvs. när järnhalten går upp så går aluminiumhalten ner, vilket indikerar att positionen med 3+ katjoner besätts med Al eller Fe3+.

I Figur 16A har kant och kärna markerats; kärnan är almandinrik och kanterna är mer andraditrik. I kanterna följer aluminium och järn varandra väl, men i kärnan

syns två ellipser, * och **, som ska uppmärksamma sammansättnings.

Figur 16. Två traverser över två granater som visar viktprocent för fem grundämnen: aluminium, kisel, kalium, järn och mangan. A) Med de två ellipser (denoterade med * och **) poängteras var 

TERMER

Följande sektion beskriver vissa av de fackord som använads i texten ovan.

Vulkanologi och stratigrafi

Metamorfos och strukturgeologi

Mineralogi

Zirkon

Accessoriskt mineral som förekommer i magmatiska och därav deriverade bergarter som kan användas för datering av bergarter. Accessorisk betyder att mineralet vanligast förekommer i ringa mängder, i förhållande till bergartsbildande mineral, men som är viktigt för t ex datering av magmatiska bergarter eller för härledning av källor till sedimentära bergarter. Sekundära påväxter på zirkoner, som bildades under metamorfa förhållanden, kan användas för att datera metamorfa episoder.

Referenser

1. Allen, R.L., Bull, S., Ripa, M. & Jonsson, R. (2003). ”Regional Stratigraphy, Basin Evolution, and the Setting of Stratabound Zn-Pb-Cu-Ag-Au Deposits in Bergslagen, Sweden”. Final report SGU-FoU project 03-1203/99.
2. Allen, R.L., Lundström, I., Ripa, M., Simeonov, A. & Christofferson, H. (1996). ”Facies analysis of a 1.9 Ga, continental marin, Back-Arc, Felsic Caldera Province with diverse Zn–Pb–Ag–Cu–Au sulfide and Fe oxide deposits, Bergslagen Region, Sweden”. Economic Geology 91, 979–1008.
3. Amato, A. & Chiarabba, C. (1995). ”Recent Uplift of the Alban Hills Volcano Italy - Evidence for Magmatic Inflation”. Geophysical Research Letters 22, 1985-1988.
4. Andersson, U.B., Högdahl, K., Sjöström, H. & Bergman, S. (2006). ”Multistage growth and reworking of the palaeoproterozoic crust in the Bergslagen area, Southern Sweden: evidence from U-Pb geochronology”. Geological Magazine 143, 679–697.
5. Beunk, F.F. & Valbracht, P.J. (1991). ”Early proterozoic continental tholeiites from western Bergslagen, Central Sweden: III Geodynamic inferences.”. Precambrian Research 52, 231–243.
6. Beunk, F.F., Page, L.M., Wijbrans, J.R., Barling, J., 1996. "Deformational, metamorphic and geochronological constraints from the Loftahammar–Linköping deformation zone (LLDZ) in SE Sweden: implications for the development of the Svecofennian Orogen". GFF 118.
7. Boekschoten, G.B., Van der Raad, A.C., Kenter, J.A.M. & Reymer, J.J.G. (1988). ”Note on a mid-Proterozoic stromatolite limestone, south of Grythyttan, Bergslagen, Sweden”. Geologie en Mijnbouw 67, 467-469.
8. Cabanis, B. & Lecolle, M. (1989). ”Le diagramme La/10-Y/15-Nb/8. Un outil pour la discrimination des séries volcaniques et la mise en évidence des processus de mélange et/ou de contamination crustale.”. Comptes Rendus de l’Academie des Sciences Serie II (309): sid. 2023-2029.
9. Dahlin, P. & Sjöström, H. (2010). ”Structure and stratigraphy of the Dannemora inlier, eastern Bergslagen region: primary volcanic textures, geochemistry and deformation”. SGU, 91 p. Final report SGU-FoU project 60-1453/2006.
10. Dahlin, P., Allen, R. & Sjöström, H. (2012). ”Palaeoproterozoic metavolcanic and metasedimentary succession hosting the Dannemora iron ore deposits, Bergslagen region, Sweden”. GFF (Uppsala) 134: sid. 71-85. doi:10.1080/11035897.2012.674551.
11. Dahlin, P., Johansson, Å. & Andersson, U-B. (2014). ”Source character, mixing, fractionation and alkali metasomatism in Palaeoproterozoic greenstone dykes, Dannemora area, NE Bergslagen region, Sweden”. Geological Magazine 151 (4): sid. 573–590.
12. Engström, A.V. & Skelton, A. (2003). ”Hydrothermal minerals, fluid flow and brittle/ semi-brittle deformation: A comparison between the Skyttorp-Vattholma Fault Zone (SVFZ), south-central Sweden and the Iberia Abyssal Plain (ODP Leg 173, Hole 1067)”. GFF 124, 229.
13. Fiske, R.S. & Kinoshita, W.T. (1969). ”Inflation of Kilauea Volcano Prior to its 1967-1968 Eruption”. Science 165, 341-349.
14. Freidman, I. & Long, W (1984). ”Volcanic glasses, their origin and alteration process”. Journal of Non-Crystalline Solids 67 (1984) 127-133.
15. Gaál, G. & Gorbatschev, R. (1987). ”An outline of the Precambrian evolution of the Baltic shield”. Precambrian Research 35, 15–52.
16. Garrison, T. (2006). "Essentials of Oceanography". (5th Edition)
17. Geijer, P. and Magnusson, N.H. (1944). ”De mellansvenska järnmalmernas geologi”. Ca 35, 654 p, (SGU).
18. Gilbert, J.S. & Lane, S.J. (1994). ”The origin of Accretionary lapilli.”. Bulletin of Volcanology 56, 398–411.
19. Gorton, M. & Schandl, E.S. (2000). ”From continents to island arcs: a geochemical index of tectonic setting for arc-related and within-plate felsic to intermediate volcanic rocks.”. The Canadian Mineralogist (38): sid. 1065-1073.

20. Hermansson, T., Stephens, M.B., & Page, L.M. (2008). "40Ar/39Ar hornblende geochronology from the Forsmark area in central Sweden: Constraints on late Svecofennian cooling, ductile deformation and exhumation". Precambrian Research 167 , pp. 303–315

21. Hughes, C.J. (1973). ”Spilites, keratophyres, and the igneous spectrum.”. Geological Magazine 109: sid. 513-527.

22. Högdahl, K., Sjöström, H. & Bergman, S. (2009). ”Ductile shear zones related to crustal shortening and domain boundary evolution in the central Fennoscandian Shield”. Tectonics 28, Article Number: TC1003.
23. Johansson, Å., Andersson, U. B. & Hålenius, U. (2011). ”Ultrabasic-basic intrusions of Roslagen, east-central Sweden: mineralogy and geochemistry of early Svecofennian arc cumulates”. Report to SGU of project 60-1544/2007, SGU, 76p.
24. Lager, I. (2001). "The Geology of the Palaeoproterozoic limestone-hosted Dannemora iron deposit, Sweden". Uppsala. sid. 49p
25. Lahtinen, R., Korja, A. & Nironen, M. (2005). ”Paleoproterozoic tectonic evolution”. Precambrian Geology of Finland – key to the evolution of the Fennoscandian shield, 481–532. (Elsevier).
26. Lofgren, G. (1971). ”Spherulitic textures in glassy and crystalline rocks”. Journal of Geophysical Research, 76: 5635-5648.
27. Malehmir A., Dahlin, P., Lundberg, E., Juhlin, C., Sjöström, H. & Högdahl, K. (2011). ”Reflection seismic investigations in the Dannemora area, central Sweden: insights into the geometry of poly-phase deformation zones and magnetite-skarn deposits”. Journal of Geophysical Research - Solid Earth. DOI: 10.1029/2011JB008643.
28. Marshall, R.R. (1961). ”Devitrification of Natural Glasses”. Geological Society of America Bulletin, v. 72, p. 1493-1520 (Jet Propulsion Lab., California Instititute of Techology, Pasadena, California).
29. Meinert, L., Dipple, G.M. & Nicolescu, S. (2005). "World Skarn Deposits". Economic Geology 100th Anniversary Volume. pp. 299–336.
30. Nironen, M. (1997). ”The Svecofennian orogen: a tectonic model”. Precambrian Research 86, 21–44.
31. Pearce, J.A. (1983). Hawkesworth, C. J. & Norry, M. J. (red). "Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins in continental basalts and mantle xenoliths". Shiva geology series. sid. 230-249
32. Persson, K.S., & Sjöström, H. (2003). ”Late-orogenic progressive shearing in eastern Bergslagen, central Sweden”. GFF 125, 23–36.
33. Smith, R.L. (1960). ”Ash Flows”. Bulletin Of The Geological Society Of America (USGS) 71: sid. 795-842.
34. Stephens, M.B. och Bergman Weihed, J., red (2020). ”Paleoproterozoic (1.9-1.8 Ga) sun-orogenic magmatism, sedimentation and mineralization in the Bergslagen lithotectonic unit, Svecokarelian orogen”. Sweden: Lithotectonic Framework, Tectonic Evolution and Mineral Resources. Geological Society Memoir. "50". sid. 155-206.
35. Stephens, M.B., Ahl, M., Bergman, T., Lundström, I., Persson, L., Ripa, M. & Wahlgren, C.-H. (2007). ”Regional geological and geophysical maps of Bergslagen and surrounding areas: Metamorphic, structural and isotope age map”. Ba 58, 2, SGU.
36. Stephens, M.B., Ripa, M., Lundström, I., Persson, L., Bergman, T., Ahl, M., Wahlgren, C.H., Persson, P.-O. & Wickström, L. (2009). ”Synthesis of the bedrock geology in the Bergslagen region, Fennoscandian Shield, South-Central Sweden.” Ba 58, SGU.
37. Stephens, M.B., Wahlgren, C.-H. & Weihed, P. (1994). "Geological map of Sweden". Ba 52, SGU.
38. Streckeisen, A. (1974). "Classification and nomenclature of plutonic rocks recommendations of the IUGS subcommission on the systematics of Igneous Rocks".Geologische Rundschau.63(2): 773–786.
39. Stålhös, G. (1991). "Beskrivning till berggrundskartorna Östhammar NV, NO, SV, SO med sammanfattande översikt av basiska gångar, metamorfos och tektonik i östra Mellansverige", Af 161, 166, 169, 172. SGU.
40. Tirén, S.A. & Beckholmen, M. (1990). ”Influence of regional shear zones on the lithological pattern in central Sweden”. GFF 112, 197–199.
41. Whitham, AG. and Sparks, RSJ. (1986). ”Pumice”. Bulletin of Volcanonology 48. pp. 209-223.
42. Wood, D.A. (1980). ”The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province.”. Earth and Planetary Science Letters (50): sid. 11-30.