Carita Äärelä

1. Hiertovyöhykkeet

1.1. Mikä on hiertovyöhyke?

Hiertovyöhyke muodostuu noin 10–20 km syvyydessä, kun siirrokseen liittyvä deformaatio vaihettuu syvemmällä maankuoressa kohoavan paineen ja lämpötilan seurauksena hauraasta duktiiliksi (kuva 1).

Hiertovyöhykkeissä deformaatio on kohdentunut tiettyyn alueeseen, jossa deformaatio on voimakkaampaa kuin ympäröivillä alueilla ja siksi niihin muodostuu tietyntyyppisiä rakenteita ja kivilajeja. Hiertovyöhykkeet vaihtelevat kooltaan muutamasta millimetristä useita kilometrejä leveisiin hiertovyöhykkeisiin (kuva 2).

1.2. Hiertovyöhykkeen rakenteet ja kivet

Hiertovyöhykkeissä tyypillisiä rakenteita ovat liuskeisuus, hiertopoimut, mineraalitäytteiset sulkaraot eli en echelon –juonet ja erilaiset epäsymmetriset rakenteet.  Hiertovyöhykettä ympäröivät rakenteet taipuvat usein hiertovyöhykkeeseen päin ja voivat kiertyä kokonaan sen suuntaisiksi. Lisäksi esimerkiksi alkuperäiset sedimenttikerrokset ohenevat hiertodeformaation kasvaessa voimakkaammaksi. Hiertovyöhykkeen muodostuessa siihen muodostuu liuskeisuutta, joka on vyöhykkeen keskiosissa vahvempaa kuin reunoilla. Kallioperän jännityskenttä vaikuttaa hiertovyöhykkeessä vinossa kulmassa ja siksi syntyvät rakenteet ovat epäsymmetrisiä. Epäsymmetrian lisäksi hiertopoimuille on tyypillistä kylkien oheneminen. Hiertovyöhykkeillä esiintyy myös hauraita rakenteita. Erityisesti ns. konjugoivat rakosysteemit ja sulkaraot antavat tietoa kallioperän jännityskentän suunnasta ja luonteesta (kuva 3).

Hiertovyöhykkeessä esiintyviä tyypillisiä kivilajeja ovat esimerkiksi voimakkaasti suuntautuneet, uudelleenkiteytyneet myloniittiset kivet (kuva 4). Lisäksi hiertovyöhykkeessä voidaan havaita pseudotakyliittisiä kiviä ja hauraassa ympäristössä syntyneitä pienirakeisia kataklasiitteja.

Myloniitin syntyessä siihen on muodostuu rakenteita, joita tarkastelemalla voidaan selvittää hierron voimakkuutta sekä sen aikana vallinneita paine- ja lämpötilaolosuhteita. Myloniittien suurempien rakeiden ympärille saattaa muodostua metamorfisissa reaktioissa ns. häntiä, joiden muotoa voidaan käyttää hiertovyöhykkeen suhteellisen liikesuunnan määrittämiseen (kuva 5).

2. Poimut

2.1. Mitä ovat poimut?

Poimut syntyvät korkeassa lämpötilassa ja paineessa duktiilin deformaation tuloksena kiveen, jossa on alunperin jokin tasomainen piirre (kuva 28).

Tasomainen piirre poimuttuu joko kerroksellisuuden suuntaisessa puristuksessa tai puristuksen ja hierron yhteisvaikutuksesta. Poimuttuva tasopiirre voi olla esimerkiksi sedimenttikivien kerroksellisuus, vulkaaninen kerrostuma tai metamorfinen liuskeisuus. Suuntautumaton, massamainenkin kivi deformoituu, mutta siinä ei voi havaita poimurakenteita. Poimujen koko voi vaihdella muutaman millimetrin aallonpituudesta jopa 10 km:n aallonpituuteen asti. Poimuista voidaan mitata amplitudi ja aallonpituus samalla lailla kuin aalloista. Poimujen koko, muoto sekä niiden asento kallioperässä vaihtelevat ja siksi poimujen kuvailussa käytetään erilaisia luokitteluja sekä terminologiaa, jonka tarkoituksena on selventää erityyppisten  ja poimujen kuvaamista.

2.2. Poimujen kuvauksessa käytettävät termit

Poimuakseli on kuvitteellinen viiva, jonka ympäri poimuttuva pinta kaartuu (kuva 7).  Poimuakselien asennot voivat vaihdella vaaka-asentoisesta pystyasentoiseen ja ne voivat olla myös kaartuvia. Silloin poimut voivat näyttää maanpintaleikkauksessa sulkeutuvilta. Poimuakselin määrittämiseksi on löydettävä leikkaus, josta nähdään mihin suuntaan poimuakseli painuu. Yksinkertaisimmillaan poimut ovat sylinterimäisiä, jolloin poimuakseli on suora.  Akselitasoksi kutsutaan kuvitteellista pintaa, joka saadaan yhdistämällä poimun päällekkäisten kerrosten harjat. Akselitasot voivat olla asennoltaan pystyjä, kallistuneita tai vaaka-asentoisia, koska poimujenkin asento kallioperässä vaihtelee. Akselitasokin voi olla suora tai mutkitteleva. Tietyllä alueella tiettynä aikana syntyneet poimut ja niiden akselitasot sekä poimuakselit ovat yleensä kuitenkin suurin piirtein samansuuntaisia. Poimun kyljet ovat poimuakselista poimun sivuille kaartuvat osat.

Jos poimuttuneet kerrokset muodostavat ylöspäin kaartuvan kaaren eli poimu sulkeutuu ylöspäin ja jos maanpintaleikkauksessa kerrokset ovat keskiosassa vanhempia kuin reunoilla kutsutaan rakennetta antikliiniksi.  Jos poimun kerrokset muodostavat alaspäin kaartuvan kaaren eli poimu avautuu ylöspäin ja jos kerrokset ovat keskiosasssa nuorempia kuin reunoilla, on rakenne synkliini (kuva 8). Jos kerrosten ikäjärjestystä ei tunneta käytetään termejä antiformi ja synformi.

Poimut voidaan jaotella kylkien välisen kulman perusteella loiviin, avoimiin, tiukahkoihin, tiukkiin ja isokliinisiin, jolloin poimun kyljet ovat keskenään samansuuntaiset. Poimun tiukkuus voi kuvastaa deformaation voimakkuutta (kuva 9). Lisäksi poimujen harjan muoto voi vaihdella pyöreästä terävään.

Harmonista poimutusta muodostuu kun poimuttuneiden kerrosten paksuudessa ja koostumuksessa ei ole merkittäviä eroja ja disharmonista silloin kun kerrokset koostuvat viskositeetiltaan erilaisista materiaaleista ja siksi nämä kompetenssierot aiheuttavat kerrosten poimuttumisen eri paksuisina ja eri kokoisina. Suuriin poimuihin liittyy toisinaan ns. parasiittista poimutusta, joka on suunnaltaan suuren poimun mukaista. Näitä pienempiä poimuja voidaan käyttää suurempien alueellisten poimujen asennon tulkinnassa, jotka eivät ole kokonaan näkyvissä. Poimun päässä parasiittiset poimut ovat symmetrisiä, mutta poimujen kyljillä epäsymmetrisiä, jolloin toinen kylki on pidempi kuin toinen. Parasiittisten poimujen epäsymmetrian suunta muuttuu riippuen siitä, kumpaa suuren poimun kylkeä tarkastellaan. Esimerkiksi kuvan 10 antikliinin vasemmalla kyljellä parasiittiset poimut ovat Z-kirjaimen muotoisia ja oikealla kyljellä epäsymmetria muuttuu päinvastaiseksi eli poimut ovat S-kirjaimen muotoisia. Poimun päässä poimutus on symmetristä, jota kuvastaa M-kirjain (kuva 10).

2.3. Monivaiheinen deformaatio ja poimujen interferenssirakenteet

Orogeenisissa vyöhykkeissä deformaatio on yleensä monivaiheista eli tietyllä alueella vaikuttaa useita peräkkäisiä deformaatiotapahtumia. Monivaiheisen poimutuksen syynä on se, että deformaatiota aiheuttavat jännityskentät muuttuvat ajan myötä. Monivaiheinen poimutus ilmenee eroosiopinnoilla poimuinterferenssikuvioina, joita voi muodostua aiemmin poimuttuneiden kerrosten poimuttuessa uudelleen (kuva 11).

Eri deformaatiotapahtumista voidaan käyttää nimitystä poimutusgeneraatio. Eri poimutusgeneraatioiden tunnistamisessa käytetään apuna poimutustyyliä eli etsitään kullekin deformaatiotapahtumalle luonteenomaisia poimurakenteita. Deformaatiovaiheiden määrittelemiseen ja ajoittamiseen voidaan lisäksi käyttää apuna rakenteiden ja magmakivien keskinäisiä leikkaussuhteita, deformaation ja metamorfisten mineraalien suhteita sekä radiometrisiä iänmäärityksiä. Tietyt mineraalilineaatiot voivat heijastaa tiettyjä metamorfisia olosuhteita, jotka ovat tapahtuneet esimerkiksi ensimmäisen generaation poimutuksessa. Rakenteiden tulkinnassa kerroksellisuuden ja liuskeisuuden muodostama leikkauslineaatio on yleisesti käytetty elementti, koska se kertoo poimujen alueellisesta suuntauksesta, mikäli kalliopaljastumilta ei pystytä havaitsemaan poimuakseleita. Lisäksi poimujen suunnat voivat antaa tietoa poimutusgeneraatiosta siten että viimeisen poimutusgeneraation poimut ovat samansuuntaisia ja  vanhemmat poimut ovat tavallisesti suuntautuneet vaihtelevasti. Yhdistämällä tietoa useammalta paljastumalta voidaan päätellä eri generaatioiden poimutukset. Käytännössä voi olla vaikeaa tai mahdotonta erottaa onko kyseessä ollut yksi progressiivinen eli pidempään vaikuttanut deformaatiotapahtuma vai kaksi erillistä tapahtumaa.

3. Liuskeisuus ja lineaatio

Liuskeisuus ja lineaatio ovat kiviin muodostuvia sisäisiä rakennepiirteitä, jotka muodostuvat deformaatiossa laattatektonisten prosessien seurauksena joko alueellisessa mittakaavassa tai paikallisemmin hiertovyöhykkeissä (kuva 12).

3.1. Liuskeisuus ja liuskeisuuden muodostuminen

Liuskeisuus tarkoittaa kiven yhdensuuntaista tasomaista rakennetta, joka syntyy yleensä  samanaikaisesti sekä deformaation että metamorfisten reaktioiden vaikutuksesta. Liuskeisuus näkyy kivessä läpikotaisina yhdensuuntaisina pintoina, joita pitkin kivi saattaa lohjeta. Liuskeisuuden syntyä kontrolloivia mekanismeja ovat mineraalirakeiden rotaatio, paineliukeneminen, dynaaminen uudelleenkiteytyminen ja staattinen uudelleenkiteytyminen. Rakeiden mekaanista rotaatiota tapahtuu duktiilin deformaation aikana, kun mineraalirakeet kiertyvät (rotaatio) siten että rakeiden pituusakselit ovat  pienimmän paineen suuntaisia. Yleensä liuskeisuus syntyy hienorakeisiin kiviin paineliukenemisen seurauksena. Paineliukenemisessa mineraaliainesta liukenee puristusta kohtisuoraan olevilta pinnoilta ja kiteytyy uudelleen pinnoille, joilla paine on pienimmillään. Etenkin pitkänomaiset kiillemineraalirakeet kääntyvät pituussuunnassa ja asettuvat uudelleen pienimmän paineen suuntaisesti paineliukenemisen seurauksena. Dynaamista uudelleenkiteytymistä tapahtuu, kun kivi metamorfoituu ja mineraalien kemiallinen koostumus tasapainoittuu vastaamaan uusia olosuhteita. Staattinen uudelleenkiteytyminen liittyy kontaktimetamorfoosissa muodostuviin hornfels-kiviin, joiden kiillemineraalit kasvavat lähinnä lämpötilan johdosta tiettyyn suuntaan ja voivat muodostaa liuskeisuuden. Liuskeisuutta muodostuu siis lähinnä metamorfisissa reaktioissa, jolloin kiven mineraalit kiteytyvät uudelleen joko osittain tai täydellisesti. Näihin reaktioihin voi liittyä myös kokonaan uusien mineraalien kasvua. Metamorfiset olosuhteet eli paine ja lämpötila, kiven mineralogia ja vesipitoisuus sekä kallioperän jännityskentän suunta ja voimakkuus määrittävät millaisena liuskeisuus kivessä näkyy. Liuskeisuutta kutsutaan myös suuntautuneisuudeksi. Kallioperän rakoilu ei ole liuskeisuutta, koska silloin kivi halkeaa ilman, että se olisi osa kiven rakennetta. Eri liuskeisuustyypeille on englannin kielessä eri nimet, jotka määräytyvät liuskeisuuden syntyolosuhteiden ja kiven koostumuksen mukaan. Tässä käsitellään tärkeimmät tyypit.

3.1.1. Akselitasoliuskeisuus ja krenulaatioliuskeisuus

Akselitasoliuskeisuus ja krenulaatioliuskeisuus muodostuvat olosuhteissa, joissa tapahtuu metamorfisia reaktioita ja paineliukenemista. Akselitasoliuskeisuus syntyy deformaatiossa kallioperän poimutuksen yhteydessä, kun pitkänomaiset mineraalit (esim. kiilteet) kasvavat tai kiertyvät poimujen akselitason suuntaisiksi (kuva 13).

Krenulaatioliuskeisuus muodostuu myös poimun akselitasoon kun kiven aiempi hienojakoinen primaarikerroksellisuus tai aiempi liuskeisuus deformoituu. Mineraloginen differentaatio voi olla niin täydellinen, että aiempi liuskeisuus katoaa kokonaan ja korvautuu uudella. Krenulaatioliuskeisuuden voi havaita helpoiten  mikroskoopin avulla ohuthieessä (kuva 14). Akselitasoliuskeisuus ja sen leikkaussuhde primaarikerroksellisuuteen sekä krenulaatioliuskeisuus ovat hyödyllisiä rakenteita selvitettäessä eri-ikäisten liuskeisuuksien välisiä eroja ja maankuoren kehitysvaiheita.

3.1.2. Gneissien ja migmatiittien liuskeisuus

Liuskeisuutta ovat myös gneissien vaaleiden ja tummien osien raitaisuus ja migmatiittien vaaleiden ja tummien kerrosten raidat. Gneissin koostumuksellinen raitaisuus voi muodostua eri tavoin, johtuen alkuperäisen kiven kerroksellisuudesta tai metamorfisesta differentaatiosta, jolloin mineraalit kiteytyvät uudelleen muodostaen raitaisuutta (kuva 15). Migmatiitteja muodostuu, kun lämpötila metamorfoosin aikana on niin korkea, että osa mineraaleista sulaa eli tapahtuu kiven osittaissulaminen. Migmatiiteissa vaaleat ja tummat kerrokset esiintyvät joskus selkeinä raitoina, mutta usein myös hyvin epäsäännöllisinä kuviointeina.

3.2. Lineaatiot

Lineaatiot eli viivaukset ovat deformaation aiheuttamia yleensä kiven läpikotaisia yhdensuuntaisia viivamaisia rakennepiirteitä. Erilaisia lineaatiotyyppejä on useita ja osa lineaatioista voidaan havaita muiden rakenteiden yhteydessä. Lineaatiot näkyvät vain kiven tietyllä pinnalla. Liuskeisuuspinnoilla näkyvät leikkaus- ja venymälineaatiot voivat olla keskenään erisuuntaisia. Lineaatiot voidaan jakaa muotolineaatioihin, pintalineaatioihin ja venymälineaatioihin.

3.2.1. Muotolineaatiot

Muotolineaatioihin kuuluvat mm. poimuakselit ja budiinirakenteiden akselit. Poimuakselilineaatio muodostuu lähekkäin olevista poimuakseleista. Krenulaatiolineaatio on mikropoimujen akselien muodostama lineaatio (kuva 16).

Budiinirakenteita muodostuu kun deformoituva materiaali on koostumukseltaan eri kerroksissa erilaista. Budiinien akselit muodostavat myös lineaatiota. Budinaasi tarkoittaa poimuakselin suuntaisia, jonossa esiintyviä, nakkimakkaroita muistuttavia kerrosten osia.

3.2.2. Pintalineaatiot

Pintalineaatiot ovat havaittavissa ainoastaan tasopinnoilla eli ne eivät ole kiven läpikotaisia rakenteita. Pintalineaatiot muodostuvat tyypillisesti siirrospinnoille kallioperän lohkojen hangatessa toisiinsa uurteita. Uurteet ovat liikkeen suuntaisia ja ne voivat olla porrasmaisia. Näitä siirrostasoja kutsutaan haarniskapinnoiksi ja niiden avulla voidaan päätellä lohkojen liikkeen suunta (kuva 17). Siirrospinnoilla voi esiintyä myös kuitulineaatioita, jotka syntyvät paineliukenemisen kautta mineraaliaineksen saostuessa liukupinnalle. 

Pintalineaatiota ovat myös kahden tasomaisen rakenteen leikkauskohdassa syntyvät leikkauslineaatiot. Leikkauslineaatioita esiintyy varsinkin poimujen akselitasoliuskeisuuspinnoilla. Ne ovat akselitasoliuskeisuuden ja poimuttuneen kerroksellisuuden välisiä leikkauskohtia (kuva 18).

3.2.3. Venymälineaatiot

Venymälineaatiot ovat  venyneiden mineraalirakeiden tai esimerkiksi konglomeraatin sisältämien kivien muodostamia lineaatioita. Niitä voidaan kutsua myös mineraalilineaatioiksi. Venymälineaatiot muodostuvat kun alun perin pitkänomaiset mineraalirakeet tai -aggregaatit asettuvat  tai venyvät deformaation aikana yhdensuuntaisesti (kuva 19). Venymälineaation muodostamat osat rakeet ja raekasaumat voivat olla pitkulaisia tai soikean kiekon muotoisia.

Mineraalilineaatiot esiintyvät yleensä liuskeisuustasoilla metamorfisissa kivissä, hiertopinnoilla tai myloniittisen liuskeisuuden tasopinnoilla. Jotkut mineraalit, kuten kyaniitti ja amfiboli kasvavat pitkänomaisiksi. Jos kiteiden pituusakseli on suuntautunut ne luovat mineraalilineaation. Suuntaus voi johtua joko kiteiden taipumuksesta kasvaa pienimmän paineen suuntaan tai pitkien kiteiden kiertymisestä deformaation aikana.

Lähteet

Kilpeläinen, T. 2009 ja 2010: Rakennegeologian luennot. Turun yliopisto, Maantieteen ja geologian laitos.

Kähkönen, Y. ja Lehtinen, M. 1998: Geologian peruskäsitteitä. Teoksessa: Lehtinen, M., Nurmi, P. ja Rämö, T. (toim.) 1998: Suomen kallioperä – 3000 vuosimiljoonaa. Suomen Geologinen Seura, Jyväskylä. 375 s.

Marshak, S. 2005: Earth: portait of a planet. W. W. Norton & Company, Inc. New York ja Lontoo.

Passchier, C.W. ja Trouw, R.A.J. 2005: Microtectonics, Springer. 366 s.

Ramsay, J. G. 1967: Folding and fracturing of rocks. McGraw Hill, New York.

Skyttä, P. ja Kilpeläinen, T. 2015: Rakennegeologian peruskäsitteitä ja -menetelmiä. Kurssimoniste. Helsingin yliopisto, Geologian osasto ja Turun yliopisto, Maantieteen ja geologian laitos.

Van der Pluijm, B. A. 2004: Earth structure: an introduction to structural geology and tectonics. W.W. Norton & Company, Inc. New York. 656 s.