0-00000M efillooommonio-sonoinim f) c
OMMIENIMINOONNISIMIGOINIIONIMONOMOINNONIOSS
:.: I b. L.7,7? I.
I* Områdets n9. Mineområdels fremgår af f-uur -. I. I. østlige del af?<or+hialo+, det vil si:90 omradel mell m STInTm hart vesl for voj 7L. Umrådet præjes ikk- er Sotåsen snm det hs-jesto Morfologion afsrej!er ler?flo:n,.-ie mens?raklur svnform mod sva:+t ekrei;k ni ren iveef - yed et nue t:rre landskab ef la2h+strakte?as- +9?ral!elle mod folders farker. ne har PL r2,. }.";Y=c'n, medens de vmk fra dernn er mere urool nrsi -leniv afshrie - or ' med stejlvmat,ge. F+o9ningsraden varleror fru f7al dale mo+tem fil 25 % langs (Momma. er der op til )0 :?.) h)n'.??? ler partler kun er få Re?Yional nsolorii. 2s+.rods k?+flvear,in:;tltiltfor almen 0henhavn lfte pullikahorer ler 90) nivrir er nmery,y, nr s-jsoloci. G-stfold or be)ingenle inlen tei in frolerozniske Svocono? wegiske rrovins mor ar der +.-r-svesornr.,:nr :lingenmr??det finden i forlindhso mea dfln sf)kaldf-.e - Punnefjord zonn fln kor,y)p+). dnr iif*oln,miskdomineroa ar psammi:ke paranejser (meial+ravakker), der korrelerns rnh SLePri le - Narslrand Forma+ i Sverign. nen fl.trudr ererat,crer hasiske hjer,:ar+ I eg en tonalitisk -uklurel?: prtges denne zonn ar skala mod akser o Untiiret, YNV. en midrn N-S orierberet foldnsiruklur. :7-enre lmrdelsor omfalt?'?r af idder:grd pegmaymor s++++ge ar Form ader.
0 500 rn 55 adtc: JZ3,6 - leho.l pre t. o 4 3Q,:2 3S).. ) Prar,S>'«A rrt sa:733 Ensatanct AlLev,S35- dt) :5-36 NZNGE 3,(.`0- -50Lba-kktn" 3, )9 47 35:t I e
I. 2. OMD_DETS GEOLT3:. Karteringen er i relten udro,rt kort i målestoksforholdet : S000 og derefter sammentegnet på kort i I : 0 000. Det sammentegne e kort er reduceret fra A3 til A format cg gengives som det geologiske kort i f'gur 2-H Bjergartstyperne beskriv.es makreskoplsk or for en dels vedkommende også mikroskopisk. Den mineraloriske sammenscetn'nr, er skonnet unier anvende're nr sol'ngen hos Zeck(9TY) 3. Anorthitbestennelser 4 plagioklas er foretaget cei solenetoden. Stavning af minera'navne rsiger Koe- traard(?,56). De mylonitiske mikrostrukturer beskrives erter Eell or Etheridre(973) or Vernon(976). bjerrarter fr:licerzeok(97l) og Bertheisen(975), ligescm de geologl:ke itrukturer beternes i overensstemmelse ned Berthelsen(975). BJEFGAD=v2,K One'ser I. I. Båndet Gnejsen sammensættes af 'kke mamkant forskelldge magtighed varierer fr I da ti' nor:e få m. Der sei en vekslen mellem massive, disperst fclierede, kvartzo-f.dsaa5isk bånd,.- -_ nede bånd og glimnerrige, sch'scose mellenkornede bånd rtg. Farven varerer med biotitindho'det fra lys til nsrk grå.s.tort muscovitindhold river en lidt rlinsende overfiåde, medens stort biotitindhold medforer brun giver rustrorvitring. Tynde leukos'irer en em-bånd'r der især bemærkes hos de h-o- slirerne rå den forvitrede everflade treder fren mod den norkere 3"rerne dnnner f'ir,nker'ce med dn - n anull om bolge rakteristirke fof n 9esuden forekonner en overcrinet bånding ibm nådestsk, hvor d=r er en skirtende dominans af henholdsvi l-fse og merke hånd. Lokalt optræder pernatitisk mater'al,, i melem t'l grovkornede konkordante linser op til 0,5 x 2 m, hvorve,-4.gneeen '= stromatr:sk kårcikter.
I. Prøve Mineral Kvarts K-feldspat Plagioklas Muscovit Biotit Chlorit Granat Hornblende Zoisit-klinoz Epidot Titanit Zirkon Apalit Rutil Grafit Calcit Opak Sau_ uril Matrix N r r.", J'N r.r 25 C r ren L^, r") 40 f"-- r r -,..., N'l 25 C.2. re,, re,. r." 55 35 I r N r-- N N N') N r 35 30 20 N N C re C N C,,--... - '-,. 35 35 35 0 20 x 20 0 25 25 30 55 35 65 0 25 x X X 5 5 5 3 2 2 0 c,,,. -, ",\ _,. re,, r -, 0 0 5 5 0 0 5 0 5 2 2 5 5 5 50 55 50 3 x 2 5 5 5 5 x x x x x x 2 x 0 65 50-5 x x - x 5 0 5 4 X X 7 2 x - - - x x - x x x 2 x X X X X X - - - - X - X X X - - - X X X X X X X X X X X X X X X X X X 2 - - x x x x x - - - x x x x x x x x x X X X X X X 5 2 2 3 5 I 5 I 20 5 7 0 I I. 9 r
, -, I f -; :.k4, ",..rstigt kt; '7 0 r. r 4 Ci fl.r. H r I ocd 0 = 0S 000 00ffillIONIIM
På enkelte positioner er observeret kalksilikatlinser x 3 dm store med lmngdeudstrmkning i foliationsplanet. De er rinkornede med en redlig granatrig rand og en gronlig kalksilikatdomineret kerne. Et andet eksotisk indslag udgøres af grarit og jernsulfidførende nartier, der i felten kendes må en okkerfarvet forvitringsoverflade. De er ikke knyttet til en bestemt del af gnejsons lithologi, men er fundet både i kvartzo-feldsmatlske oc glimmerrige b-nd. reres form er linsoid med iængdeaksen parale med gnejsens bånding. Simensionerne varierer med limngdeop til'nogle få tital meter og mægtighed na noole meter. Sulfiderne sidder som dissem'nerede enkeltkorn og, små aggregater med Dingdeudstrækn'nr i roliat'onsmianet. N0gle steder samles sulfiderne i små mietter må - I cm omg'vet af en rusthalo. Dordelingen 'nden ro- linserne er uregemæssig, lokalt kan der være 5 % sulfid, men det typiske in - hold ligger omkring f').pyrjtternjnger har en kantlængde op til 2 mn, medens pyrrhotit optrmder scm tynde slirer op til 3 mm lange. Der er observeret enkelte små chalkopyritkorn mindre end I mm. Grafit forekommer som mm lange dissemjnerede skml, der kan udgore om til 9 af blervarten, dog er der nermalt under Sulfid og graflt oparæder for d.,t meste sammen, men partier hvor kun den ene repræ er ikke ukendte. Der er en gradvis overgang til den umåneraliserede gnejs, og linserne argrænses i p"-aksjsbedst på forvitrings farven. I blotningssto)rrelse kan.immrægneringen kun følges over korte strækninger, derimod synes de på kortbladet at tegne diskontinuerte niveauer i gnejsen. Det ene kan følges fra hoj 25 ved vej 4 over Solbakken til Duskeb-åten, det andet langs Sotåsens vestsjde :Tennemmineommmådet og vest om Amdal. Cet understreges, at der også findes imprægnerin.ger, der åkke passer ind i dette msnster (lok. 3532, 3534). De 4 første sojler tabel 2- gjver et 'ndtryk ar jsens mineralogiske sammensmtning. 3532 og 3537 er slrede gnejoer, 3536 en folieret og 3533 en kvartzo-=eldspat'sk gnejs. 3533 og 3532 er desuden eksemmler på grarit og sulrldforende Det ses, at de forskelljge bhj hor en simmel mineralogi
I I. omfattende de samme 5 hovedmineraler, med opt=den ar biotit og muscovit som den karakteristiske fællesnævner. Cer =r er tydelig variation i kvarts og feldspatindholdet og inden fer feldspat i fordelingen mellem plughoklasegkalifeldspat. Kvartsen præ:-,esaf en række deformationsstrukturer (Be) og Etheridge,973). Først og fremmest cndulerende udslukning der eventuelt går over i kilikbåndudslukning. Rekrystal:isering af større korn til langstf2te aggregater (op til 3 mm) af nye kvartskorn forekommer almindeligt. I mange kvartskorn genkendes helede mikrofrakturer som lige rækker af små ( my) I. sekundære gas/vatske inklusioner med uregecæssigt omrds. Kalifeldspat ses som fintåret mikroperthit og mlkroklin, der også kan være perthitisk. Plagioklar oictrmder 2 former, hvor den almindelgste ke ndes på albittvillingerne. Anorthtbestemmelser p= et ontal q= disse lå alle i interval'et 2o - 25 rt;an ced 23 An sor: der hyppigste målin. nen anden form er uden tvillin=ger og k=-akteriseres optisk ved 2VX lidt under 90 0 o= X' tat på 3ndlejringsmedict (ounadabalsam, n =,54) og lidt under K' i kvartl:. 9;itvil sige en anortntri= oligoklas ligesom den første pla; as. Caussuritisering forekommer i alte plag'sklaskorn, men mest udpraiget i korn med albittvillinger, der I ekstreme tilfælde kun erkendes som parallel'e I. bånd med forskellig gråtone i omdannelse,produktet (med I kali=eldspat er der mere be:ra=nset omdannelse i forc af spredte sericitckæl. I alle gnejsslibene findes reldspatkorn med deformationsstrukturer i form af svag til moderat cndulerende udo:uk,rg ot kan i mere sjældne t,'=ælde gå over i kinkbanduls:ukni::: ledsarot af subkorndannelse 'a båndene og korng=ser. Biotit er den almindelige type mdd pleokroisme fra svagt gul til brun. Omkring små msrke inklusion,sr kan der være en pleckroitisk halo. Chlorit kan findes som selvstændige tavler men ses mest sammen med biotit - både i parullel sammonvoksning og som en I. omdannelsesfase langs randen. ses Titanit o= apatitvsom selvstaindige hycimioblastoske korn, medens rutc o= ecidmu hycilioblaster ses samzen ced de mørke glimmere. :.yp4ob:astisk - xqnobtasysk zosil,-k-nnozoisit findes som cmglannelsesflrodukt ar felispat.
Der er variation både i kornstørrelse og mikrotexturer mellem gnejsbåndene. Det mest homogene indtryk giver de kvartzofeldspatiske bånd med en granobastisk textur af xenoblastiske kvarts og feldspat korn omkring o,5 mm store. Korngrænserne har et svagt kurvet forlzb og 200 triplepunkter ses ofte mellem kvartskornene. Den svagt planare struktur fremkommer ved parallel orientering af kvartskornenes lænwdeaks og de disperst fordelte glimmertavler (længde o,5 mm) De mere glimmerrige bånd er udpræget heteroblastiske, hvor størrelsen af de xenoblastiske langstrakte kvarts og feldspat korn går fra o,3-3 mm. Korngrænserne har et uregelmæssigt til interlobat forlzb. Mange steder uivikles en lntargranular matrix med kornstørrelse o, - o,2 mm af rekrysta'- liseret kvarts og feldspat sammen med finkornet sericit ow chlorit-biotitsammenvoksninger, således at der sker en gradvis ændring fra granoblastisk til mortar textur. Glimmerne giver dels en dispers foliation, dels samles de i slirer med op til 3o % glimmer. De danner typisk decussate aggregater af biotit og/eer muscovittavler op til 3 mm store. Slirerne skærer flere (mindst 2) ældre generationer glimmerfoliation. Leukoslirerne sammensættes af omtrent 3/4 kvarts og /4 feldspat med underordnet glimmer. Kvartsen danner omkrng 5 mm lange poikiloblastiske korn og aggregater med inklusioner af feldspat. I alle slibene forekommer enkelte - 2 mm brede mikroshearzoner parallelle med og ofte lokaliseret i glimmerslirerne, i de grafitfzrende gnejser knyttes de til grafitrige lameller. De har en finkornet sericitrig matrix med spredte kvartsfeldspat porfyroklaster og større glimmere(op til 2 mm). Blandt disse er gimme're,der.vokser med.en anden orientering end shearzonerne ofte kinkfoldeder-både shearzoner og slirer tegner åbne sinusagtige folder." Mikroskopering af przver fra de grafitførende partier (3534, 36238, 3625o og 7o5) viste folgende mineralogiske sammensætning: grafit - op til 2 %, pyrit - op til 3 %, pyrrhotit - op til 2 rutil - op til I %, goethit - I % og følgende accessoriske (væsentligt under %) mineraler ilmenit, marcasit, chalkopyrit, galena, sphalerit, covellin.
Pyrit ses som idiomorfe til hypidiomorfe korn og langstrakte aggregater ned stærkt varierende kornstørrelse fra få my for enkeltkorn indesluttet i silikatmineraler til lmm for store enkeltkorn. Aggregaterne kan blive op til 2 mm lange og arrangeres med længdeaksen parallelt med foliationen (fig. 2-3). Der er næsten altid silikatinklusioner, der kan være uregelmæssigt fordelt eller sidde som lister parallelt med kanterne. Kurvede rækker af inklusioner antages at tegne korngrænser i aggregaterne og viser sammen med tilfælde af reliefpolitur, at aggregaterne kan have en granular textur, hvor de enkelte korn har en størrelse fra lo - loo my. Pyrit ses i en række tilfælde i sammenvoksning med grafit (fig.2-3). Mange korn har små (on til lo my) inklusioner af chalkopyrit, der kan være afrundede men ofte har et langstrakt fliget omrids (fig. 2-3). I enkelte tilfælde er observeret afrundede galenainklusioner on til 5 my i diameter. Pyrrhotit outræder som langstrakte op til 5 mm lange euhedrale til fligede enkeltkorn og aggregater, der er tyde-ligt interstitielle i forhold til silikaterne. De kan have trådede udløbere,der danner en intergranular film mellem silikaterne. Indesluttede silikatmineraler ses hyppigt. Aggregaterne arrangeres med længdeaksen tarallelt med foliationen. Med +N ses, at de har en granular textur med mange eksempler på 200 triplepunkter. De enkelte korn i aggregaterne blver op til o, mm storeoghar lige til svagt kurvede grænser. Langstrakte korn med uarallel orienternr kan være eksemnler på tvillinger. Langs korngrænser og snalteridser ses no=le steder ondannelse til marcasit, der kan have aine grader fra kun at onfatte snalteridsen over forskell±ge størrelser "birds-eyen - struktur til næsten total reulacering af kornet. Der kan være enkelte afrundede til subhedrale indesluttede chalkonyritkorn (2)5 - lo my). I aggrecaterne blaceres de typisk i triblepunkter og langs korngrænser. I 3534 er der observeret 3 inklusioner af subhedral galena (0 3-5 my). Chalkopyrit son selvstændige korn er anhedrale med størrelse op til 5o my. På nogle positioner observeres covellin langs spalteridser. Enkelte steder ses de i sammenvoksr»ng med glimmere son ten-formede korn ( x lo my) arrangeret narallelt med basis.
5500 27Ge I aj /C 4-247'
Sphalerit er kun observeret i 36238, hvor det som et langstrakt korn (4 x lo my) sidder i et glimmermineral sammen med den ovennævnte chalkopyrit. Ilmenit ses som afrundede 3o my store korn med en tynd leucoxenrand. De er ofte delvis omvoksede af pyrit. Goethit optræder som omdannelsesprodukt af pyrit og chalkopyrit. Terningeformede pseudomorfoser efter pyrit er set. Rutil findes som nåle i orienteret sammenvoksning med glimmere. Pyrit og pyrrhotit i samme præparat danner ofte adskilte bånd, hvor pyrrhotit typisk knyttes til kvartslameller.
I. M lonitisk ovenoræaede toalimmer ane'ser. På det geologiske kort skelnes mellem egentlig nylognejs og gnejs med suredte tegn på mylonitisk overprægning. Den første ses som et relativt smalt bælte i gnejsen og antages at være en gammel shearzone. Den anden type dækker området mellem det sammenhængende mylognejsbælte og det store legeme af granat-biotit amfibolit. Begge sammensættes som normalt for den båndede toglimmer gnejs af vekslende kvartzo-feldspatiske og mere glimmerrige bånd. Mylognejsen er i håndstykke en grå, massiv, finkornet bjeraart med en antydet til tydelig mm bånding af tynde kvarts-og glimmerlameller. Der kan være spredte til tætliggende kvartsfeldspat porfyroklaster oo til et par cm store med et strømliniet omrids og længdeudstrækning i foliationsulanet. Srun - massens lameller bøjes rundt om dem ( fig. 2-4 og 2-5).,esuden ses - cm store øjne af feldscat enketkrystaler - både kalifeldsuat med Carlsbadtvillinger og tvillingestribet plagioklas. Der samles finkornet kvarts-feldspat materiale i trykskygger omkring porfyroklasterne. i nogle tilfælde tyder et sigmoidalt ferløb uå synkinematisk vækst. Meget glimmerrire varianter karakteriseres bedst som chloritsericit myloschist (fig. 2-2). Det er en grågrøn bjergart med langstrakte mellemkornede kvarts-feldspat argrerater med pinch and swell foritcb,der cldder i en f.'nkornetgl4mmerrig matrix. Denne skæres af tætliggende tynde anastomoserende sericit lameller, hvorved matrix opdeles i langstrakte linser. I tabel 2- repræsenterer 35308, 3623 mylornejs og 36232 myloschist. Slibet viser en heteroblastisk bjengart med en finkornet grundmasse (0,2 - o,4 mm) og større kern og aggregater op til 5 mm. Der er en udpræget planar textur fremkaldt ved ) parallel orientering af langstrakte xenoblastiske kvarts og feldspatkorn i grundmassen, 2) discerse rlimmere (0, - o,5 mm), 3) mikroshearzoner op til nogle få mm brede - i slibet ses de at modsvare håndstykkets sericitlameller, 4) kvartsbånd op til Smm brede med inklusioner af grundmassens mineraler. I.
Kvartsbåndene kan i håndstykke blive op til lo cm lange. I slib ses de med +N og kvartsbladet at have ensartet optisk orientering gennem hele slibets bredde. Der dannes ofte subkorn og nye korn langs randen, medens den centrale del har udslukning i deformationsbånd, som danner en vinkel på op til 5o med kvartsbåndets længdeudstrækning (fig. 2-6). Med +N observeres, at grundmassens kvartskorn i vid udstrækning har skarp eller kun svagt ondulerende udslukning, hvorimod større kvartskorn har deformationsbåndudslukning og er helt eller delvis granulerede. Figur 2-7 giver et eksempel på værtskorn - nye korn relationer i et større kvartskorn. Den venstre del er rekrystalliseret til nye korn med skarp udslukning (hvide korn), i den centrale del ses værtskornet med deformationsbåndudslukning og subkorn langs randen, medens det helt til højre - adskilt fra den centrale del ved et bånd af nye korn - har moderat ondulerende udslukniri+.nye korn danner ligesidede polygonale korn med indbyr es rerelmåige korngrænser i modsætning til de savtakkede grænser mellem subkorn og værtskorn. I store kvartskorn, der grænser op til mikroshearzonerne, forekommer ofte vækst af sericit mellem de nye korn (fig. 2-8). Plagioklas er vidtgående saussuritiseret (fig. 2-6). Kalifeldspat er Dere frisk or viser med +N tydelige deformationsstrukturer i form af ondulerende udslukning, der synes at rulle gennem kornene og eventuelt går over i deformationsbandudslukning. Der udvikles subkorn og nye korn langs korngrænser og deformationsbånd. mikroklin kan der iagttages en drejning af krydstvillingernes orientering rå op til 5 over sådanne deformationsband. I en række tilfælde udvikles tenformede tryktvillinger med svagt kurvet eller sigmoidalt forløb. Større glimmerporfyroblaster kinkfoldes som vist for.niuscoviti figur 2-9, medens en senere generation muscovit vokser Ded tilfældig orientering og i rosetter. Chlorit om.træderofte i parallel sammenvoksninr med biotit og som omdannelsesrand omkrng denne. Myloschistens textur karakteriseres af tætliggende mikroshearzoner, der oudeler bjer+arten i lan+strakte mellemkornede mere gnejsagtige mikrolithons (fig. 2-9). Med stigen.de frekvens af mikroshearzoner går mylognejsen over i matrixdsmineret sericit-chlorlt fyllonit. Denne bjergartstype er kun observeret i minen og beskrives under Dineraliseringernes geologi.
.F er..;! 3..f4k$, rfl, ;- Irg, ' 4' 9) { 4S. i! i,t i it i w4," f..j...i v -Id, t,:,t;!. it : '' f s* ). ; ; 't e, 4-0MONNI- 0008 00MOINIMINIIIMENI.. tr ' (? *> k _ : : 6, I ()
I. ves raraflei afynineralkorn. Nein ses kvart.35:sni prn:linnelse lan:s ran / i ;- Fi.7. 2-7: 3b232. Kvartsuorfyroklas't vtiprtsksrn/nye korn relationer, se beskrivelse i teksten.
tg:e tol. eme eme I Ci " () ) 0 W tal, " ".? (I) :-)" 0 0 0 0 o, 0 -) --,." )." 5f WS*4. I, - I å 4.Y... " I 4";rt : t 7. ^ 7, 4. (' > L c:0, - 3. t t; t ; 4 ),, I
Der er en gradvis overgang fra båndet gnejs til mylognejs indledt med forekomsten af scredte porfyroklaster og feldspatøjne. Deres antal øges op mod mylognejsen, samtidig med at bjergarten bliver finkornet, fintbåndet og får pladeformig oosprmkning i nodsmtning til den båndede gnejs mere uregelmæssige oosprmkning.. Den karterede "mylonitisk overpræget toglimmer gnejs" reprmsenterer et tidligt stadium i mylonitiseringen, hvor gnejsens egenskaber stadig er dominerende, men hvor der samtid:g optræder spredte afrundede norfyroklaster og feldspatojne. Tonalitisk gneis. I håndstykke er det en fin til mellemkornet gnejs med foliation af biotit i slirer og son dsnerse skæl. - 3 mm tykke leukoslirer kan crivebjergarten et lamelleret preeg.spredte op til cm store afrundede øjne af tvillingestribet plagioklas giver den forvitrede overflade et grynet udseende. Den mineralogiske sammensmtning angives af3622 i tabel 2-. Slibet karakteriseres af suredte op til nogle få mn store hypidioblastiske plagioklaskorn, der ses på en inhomogen baggrund afhypidiobastisk til xencblastisk feldspat 0,2 - mm) og langstrakte aggregater og slirer af kvarts. Kornstørrelsen i kvartsaggregaterne varierer cmkring o,5 nm me ens aggregaterne kan blive cm lange og 2-4 mm brede. Den dsminerende feldspat er plagioklas ned An.34 Jgds'ukr.ngen er ondulerende og albitlamellerne kan have svag kurvatur, enkelte steder forsættes de langs nikrofrakturer. Kalifeldsuat er kun identificeret som den underordnede fase i mikroantiperthit. Varierende grad af saussuritisering ses i alle plagioklaskorn. Glimmerne er hovedsageligt brun-biotit og chlorit i parallelle sammenvoksnin;er, der sidder son disp-erse skæl (o,5 mm) eller samlet i tynde slirer. Desuden forekommer mere finkornedc sammenvoksninger mellem biotild,klorit,muskovit, euidotnineraler og caleit. Disse a=grerater hflren mere tilfre'd'gorentering af glim2erne. Epidot og rutil findes som cp til o,3 mm lange hypidioblastiske korn i orienteret sammenvoksnins,med chlorit. Zoisit-klinozolsit ses som idioblaster i nia=doklas
Den tonalitiske gnejs er kun observeret bå enkelte toglimmer gne4snheden er ikkekarterbariregionalskala,menerincitegnet ved opmåling i : loo nå en af de scheelitmineraliserede lokaljteter. På grund af blotningsforholdene kunne kontakten ikke undersøges, men strygningen antyder, at der er konkordante relationer. Diskordante uesmatiter er set i gnejsvarianterne og granatbiotit amfiboliterne. De har skaru kontakt til sidestenon og er stejltstående med længde OD til loom, mægtjgheden vårierer i strygningsretningen mellem og 5 m. Strygningen er ret konstant NNJ - SSV (fig. 2-2 f). Kornstørrelsen når op ua 2 dm. I håndstykke er observeret følgende mineraler nævnt efter aftagende indhold: kvarts,der kan udgøre ou til So perthitisk kaifeldspat, tvillingestribet pagioklas, MUSCOvit, biotit. På surækkeflader kan der være suredte beslag af pyrit, pyrrhotit og flusspat. Hvor pegmatiterne skærer tykke amfibolitgange, kan der udvikles en randpase med op til lo % biotit som flere cm store tavler. Basiske berrar. r. Mellemkornet rranat-bjotit amfjboljt. T.nhederoutræder i kortets nordvestige del som et større legeme på begge sider af vej 4 og som en karpe på toppen af Buskebråten. Deter en massiv sort til mørk grå bjerrart med en varierende udviklet planar til stænglet struktur fremkaldt ved orientering af hornblenåe og biotit sammen med suredte sl'rer af kvarts-feldspat. Inde i det store legeme optræder der partier med en mere isotrou doleritisk struktur. Der kan være dm bånding af lysere mere plagioklasrige lag. Granater ses som - 3 mm storekorn, der kan udgøre ou til 5 af arten i særligt granatrige. bånd. Pyrrhotit optræder som - 3 mm lange korn, der kan udgøre op til 2 %. Der er ikke påvist Ni med dimethylglyoxim. I forbindese med intern boudinering kan der samles negmatitisk materiale i trykskygger (Pg.2-3). Mere uregelmæsslge årer op til dm brede kan give:amfiboliten netåret karakter. De små kvarts-feldspat slirer river n ii_i
I. den forvitrede overflade en karakteristisk hvidstribning. Som belægninger på sprækkeflader er pyrit og pyrrhotit årsag til en kraftig rustforvitring. Den mineralogiske sanmensætning angives a2 3626 og 36236 i tabel 2., der er desuden mikroskoperet uolerprøve af35329. Mikrotexturen domineres af parallelt orienteret kort nrismatisk hornblende,5-2,5 mm) med interstitiel xenoblastisk plagioklas og kvarts (0 mm). Store biotittavier op til 2,5 mm lange ligger parallelt med hornblende og kan gennemvokse flere af disse. Snå biotitskæl ses som ondannelsesprodukt langs randen af hornblende, hvor de vokser _ langs spaltefladerne. Mellem hornblendekorn i kontakt kan de vokse ind i bez-geog danne en søm mellem dem. Euidot (D 0,5 mm) forekommer som korte afrundede hypidioblaster - ofte som omdannelsesurodukt i hornblende sanmen med.biotit. hornblende outræder hypidioblastisk klinozoisit (D o,5mm). Granaternes kornstørrelse varierer fra 0,5-3 mm, de har et afrundet omrids o2 er stærkt ousprækkede med kvarts, ulagoklas, zoisit og biotit som surækkefyldninger. Leukoslirerne sammensættes af plagioklas (70 %), kvarts (5 5) og cmtrent lige dele hornblende, granat og biotit. De har en granoblastisk textur af mm store korn, der ofte mødes i 200 triplepunkter. Hornblenden har følgende ont ske egenskaber: 2VX = ooo, udslukningsvinkel (Z't c) 8, pleokroisme X'- svagt gullig, Y'- oliven til grågrøn, Z'- blågrøn med brune partier centralt i kornene. Der er observeret tvillinger i en del af kornene. Biotits pleokroisme går fra gulgrsn til olivengirøn. Plagioklasens anorthitindhold er_bestent til 33 %. Ondulerende udslukning og svag kurvatur af albittvilinger er tegn uå stresspåvirkning. Der er begyndende saussuritisering af de fleste korn. Opakke mineraler kan udgøre op til 5 % af bjerfarten ned ilmenit og pyrrhotit omtrent ligeligt reuræsenteret, medens chalkopyrit, pyrit, og marcasit kun træffes i mængder væsenmligt under %. De optræjderdissenineret i bjer=arten cg samlet i mere rige bånd på nogle få mm's mykkelse. Hvor
silikaterne definerer en tydeligt planar textur, danner både ilmenit og pyrrhotit langstrakte korn (0,5 - mm) orienteret parallelt med silikaterne. Langstrakte silikatinklusioner vil ofte have samme optiske orienterino-som de omgivende silikater. ed ses kornene at være granulare aggregater, hvor de enkelte korn er omkring 3o my. Pyrrhotitaggregaterne har en pæn mosaikstruktur med plane til svagt kurvede kornrænser og 200 triplebunkter, medens ilmenit har en mosaik rned interlobate til takkede kot-ngrænser. På flere positioner ses pyrrhotit at vokse ind mellem og detv's rundt om tætliggende ilmenitkorn. Pyrrhotit m,:5desi Pnkr,to tilfælde som inklusioner i ilmenit. Chalkopyrit forekommer almindeligt som sma afrundede inklusioner i pyrrhotit (20 - loo my), hvor de scider langs randen, tyrisk huor grænsen mellem 2 korn stoder ud til aggregatets rand. Der er kun enkelte selvstændige chalkopyritkorn, de er små (2o - 70 my) og har et uregelmæssigt fliget omrids. ilmenitkornene korroderes af silikaterne, hvorved der dannes cn leusexenran't Cer' fremskreden omdannelse or der kun ilmenitnåle tilbage, dsse arrangeres i parallelle bundter eller tegner ligesidede trekanter. arcasitomdannelse iagttages hos mange pyrrhotitkorn spændende fra en trnd film langs rand og sln:ter'lser t»t næsten total replacering med udvikling af "birds-eye" straktur. De boudinerede amfibolitband liger konkordant i gnejsen, medens det store legemed kontakt til gnejsen, de få steder hvor den er blottet, viser intrusive relationer med apofyser af amfibolit ud i gnejsen og isolerede amfibolitlommer norle få m i tværsnit. Ud mod kontakten bliver amfiboliten finkornet og stænglet, samtidig med at-biotitindholdet øges. Den forvitrede overflade får et knoppet udseende af rranater, der står frem på den mere letforvitrende bacgrand. ::arman nærmer sig kontakten fra gnejssiden, noteres en c5getfrekvens af tynde (/4 - m) amfibolitbånd. På kortbladsskala Pølrer amfboltlegemet struktarerne i gnejsen.
I. Biotit-granat-klinozoisit schist. Bjergarten er mørk grå med varierende udviklet schistositet af op til 2 cm store naralelt orienterede biotittavler, debojes rundt om snredte afrundede til linseformede finkornede granat-biotitaggregater med tværsnit på - 2 cm. Kvartsårer med ureg&mæssigt forløb og varierende tykkelse on tfl I Cm gennemsætterbjergarten som et groftmasket net. Den forvitrede overflade har et karakteristisk udseende, hvor granataggregaterne står frem som nubrede flade kunler på den mere letforvitrende biotithaggrund. Typen repræsenteres af 35354 i i tabel 2-, hvor den mineralogiske sammensætning kan ses. Slibet viser at godt halvdelen af bjergarten udgøres af en finkornet (0 o, - 0,2 mm) grundmasse af brune biotittavler, saussuritiseret ulagioklas og etidotgrunnens mnerader, der optræder som hypidioblastiske til xenoblastiske korn. Dissemineret ses opakke mineraler og titanit dobbeltkiler - begge op til o,3 mm. Granat-biotit aggregaterne opbygges af tynde parallelle biotitbånd - ofte delvis replaceret af chlorit - der danner en åben ribbestruktur, hvis mellemrum udfyldes af granat. Der ses snredte inklusioner af klinozost, t:tanit, calcit,kvarts og i et enkelt tilfælde blågrøn hornblende. Aggregatet gennemsættes af uregelmæssige kvartsfyldte snrækker. Kvartsbandene og suredte a.'gregaterog enkeltkorn (0-3 mm) viser med +N tydelig stressnåvirkning i form af deformationsbåndudslukning og dannelse af subkorn og nye korn langs randen. Biotit forekommer som tilfældigt orienterede noget fligede poikiloblaster op til 3 mm i tværsnit. Desuden ses enkelte steder i grundmassen 2 mm store rektangulære aggregater af finkornet biott med ensartet optisk orientering - formodentlig pseudomorfoser efter hornblende. Håndstykkets tydelige bictit schistositet er ikke fremtrædende i slibet. Bjergarten optræder som konkordante boudinere e bånd i gnejsen, /4 - /2 m tykke og 2-5 m lange. I de større boudiner er der tendens til voksende kornstørrelse ud mod randen. Enheden er ikke karterbar i reonal målestok.
I. Biotit-klinozoisit schist. I håndstykke er det en sort, massiv, finkornetqwm:u - 2 mm store parallelle biotitskæl samman med spredte - 2 mm tykke kvarts-feldspat slirer i en biotitrig grundmasse giver en svagt udviklet schistositet. Der ses enkelte granater op til 2 mm store. Pyrrhotit som langstrakte aggregater (op til 2 mm) og pyrit i form af poikilitiske terninger kan tilsammen udgøre op til 2 % af bjergarten. Enkelte små chalkopyritkorn er observeret. Der kunne ikke påvises Ni med dimethylglyoxim. Den mineralogiske sammensætning vises af 35303 og 35385 i tabel 2-. Slibene viser,at bjergarten domineres af en finkornet (50-3oo my) grundmasse med brune biotitskæl som det dominerende mineral og en underordnet fase af angulære saussuritiserede plagiokaskorn, hvis anorthitindhold i uomdannede kerner er bestemt til 33 %. Suredt i matrix kan der forekomme op til o,5 mm store forrevne korn af blågron hornblende under omdannelse til biotit og lidt ecidot. Rektangulære aggregater (ø mm) af finkornet parallelt orienteret biotit og epidot antages at være pseudomorfoser efter hornblende. Større biotittavler kan som i 35385 sames i /4-3/4 mm tykke bånd, der skærer 2 ældre generationer biottfoliat»on i matrix, således at bjergarten får en lepidoblastisk textur kombineret med udvikling af lamelskifrighea. I 35303 ses de store biotittavler (0 2-3 mm) som tilfældigt orienterede tavler,der basissnit viser et fliget omrids og er udpræget poikiloblastiske med inklusioner af matrixmineraler. Tynde brune nåle - formodentlig rutil - arrangeret i et hexa,ronaltmonster giver sagenitstruktur. Klinozoisit indgår som hovedmineral beggeslib, i 35303 som spreate 2 mm store stumpe prismatiske idiobaster og i 35385 som afrgndede rektangulære aggregater af samme størrelse. I aggregaterne vidner en euidotrig randfase om Fe-optagelse fra den biotitrige matrix. Hypidioblastisk epidot og zoisit ind=råri matrix. Granater ses som spredte mm store afrundade stærkt ousprækkede korn. I. Bjergarten optræder som boudinerede serikonkordante bånd i gnejsen med en mægtighed fra dm til 5 m. De enkelte
I. I. I. boudiner kan være op til 25 m lange, men er mere typisk nogle få tital m. På gode blotninger kanbjergarten ses som pudeformede inklusioner i gnejsen, der bøjes rundt om dem; de har typisk dimension på 5 x 5 x 2 m. I strygningsretningen er båndene parallelle med gnejsen, medens der ofte er forskel i hældningen. Forskellen kan være lille (flg. 2-5) eller mere markant som på lokalitet 36243, hvor kontaktfladen mellem et 4 m tykt bånd)og gnejsen har orienteringen 47/73V, hvorimod gnejsens orientering er 46/86V. Centralt i båndet understreger en xenolit af gnejs på /4 x m bjergartens intrusive relationer til gnejsen. Metadolerit. I håndstykke er det en massiv, sort fin-til mellenkornet bjergart med en isotrop textur af tilfældigt orienterede 2-5 mm lange tvillingestribede plagioklaslister, der træder frem i en mørk amfibol cg biotit grundmasse. Pyrrhotit, pyrit og enkelte chalkouyritkorn sider disseminerede og son spredte beslag rå sprækkerlader. Yred dimethylglyoxim fås Ni reaktion fra nogle ryrrhotitkorn. I polerprøve observeredes følgende malmnineraler: ryrrhott ( %), pyrit ( %), ilmenit ( %) og accessorisk indhold af følgende nævnt efter aftagende mængde - chalkopyrit, pentlandit, magnetit, rutil-leucoxen, hærnatit. Pyrit ses som sub - euhedrale korn (ou til o,5 mm) og som aggregater, hvor omridset af de enkelte korn tegnes af lige eller svagt kurvede rækker af silikatinklusioner. Aggre:raterne er typisk ækvidimentionale, men kan også være m,ollevin=eformede son følge af parallelvækst fra hjørnerne. Terningeformede pyritinklusioner (lo - 2o my) ses almindeligt i silikaterne og underordnet i oxiderne. Pyrrhotit optræder son enkeltkorn (ou.til o,3 mm) og aggregater (op til mm). De sidste har en aflang form med fligede til interlobate sammenvoksnlnger med silikaterne; der ses kun få pæne krystalflader. Aggregaternes korn er o, - o,3 mm store med bugede og bølgede korngrænser. De dissemnerede enkeltkorns form går fra stærkt fliget til næsten euhedral med hexagonalt omrids. Subhedrale til dråberormede :aklusioner (0 lo - 50 my) ses almindeligt i silikater og oxider.
Chalkopyrit findes som disseminerede enkeltkorn og aggregater op til o.2 mm store. De har et subhedralt omrids med enkelte krystalflader. Aggregaterne opbygges af 2-3 korn med lige eller svagt kurvede korngrænser. Omkring de større korn ses ofte en sky af små korn (0 5 my) som indeslutninger i silikaterne. Sammenvoksninger forekommer hypuigt med pyrrhotit og/eller pentlandit. Hvor de tre optræder sammen)ligger pentlandit ofte mellem chalkopyrit og pyrrhotit. Sammenvoksningerne har plane til svagt kurvede korn.b-rænser uden tegn på replacering. Globulare inklusioner er amindellge i ilmenit - i nogle tilfælde sammen med pyrrhotit og pentlandit. Pentlandit ses som enkeltkorn og i sammenvoksning med de øvrige sulfider. Selvstændige korn er sjældne, de har en langstrakt form (op til o,8 x o,3 mm) og fligede korngrænser. Nftndre korn kan have enkelte krystalflader. I de større pyrrhotitaggregater optræder pentlandit som granulare segregationsårer og i den karakteristiske flammeformede sammenvoksning med pentlanditlameller arrangeret uarallelt med bass i pyrrhotit (Stanton 972, p 26).Afhængigt af den krystallografiske orientering er årernes grænser kurvede eller flammeformede. Enkelte steder vokser flammerne over grænsen mellem 2 pyrrhotitkorn. Ilmenit forekommer som små tavleformede euhedrale korn ( 5 x 3o my) i sammenvoksning med silikater og som større afrundede subhedrale korn (ø o,3 - o,5 mm) Der ses omdannelse til rutil og leucoxen langs randen. Enkelte steder ses omdannelse til små hæmatitskæl. Hærnatitafblandinger er ikke observeret. Magnetit er set som afrundede subhedrale korn (0 o,2 - o,3 mm). Der kan være begyndende martitisering. Bjergarten optræder som en række bo-udiner i toglimmer gnej-.. sen. De har samme strygning som gnejsen, medens der kan være en lille forskel i hældning. De intrusive relationer understreges af enkelte dm-store gnejsxenoliter i metadoleriten. Nogle steder observeres også en basaltagtig finkornet randfase, hvortil den pentlanditførende pyrrhotit er knyttet. De enkelte boudiner bliver ou til 25 m lange og 5 m tykke.
I. GEOLOGISKE STRUKTURER.. Shearzone. På det geologiske kort i figur 2-lo vises tilstedeværelsen af en shearzone gennem området ved det sammenhengende mylognejsbælte i den båndede toglimmer gnejs. Zonen følger strukturerne i gnejsen; det lidt ondulerende forløb i områdets sydvestlige del skyldes topografien. Langs vej 4, hvor der er gode blotninger, observeres 2 parallelle shearzoner (profilet i fig. 2-o). Lokal mylonitisering af gnejsen - bl, a. det mineraliserede område omkring minen - demonstrerer, at sheardeformation i makroskopisk målestok også forekommer uden for det sammenhængende bælte. Kortet viser desuden sammenhæng mellem udviklingen af mylognejs og de grafitførende niveauer. Da myloenejsbæltet ligger tilsyneladende lagparallelt inden for en gnejsenhed uden iøjnefaldende ledehorisonter, kan det ikke afgøres, om der forekommer vesentlige forsætninger over strukturen. I mesoskopisk målestok opbygges mylognejsbeltet af i denne forbindelse relativt udeformerede partier af småfoldet gnejs vekslende med forgrenede bånd karakteriseret ved den mylonitisk betingede planare struktur. Ved overgangen fra foldet til mylonitisk gnejs trækkes foldernes flanker ud til parallelle leukoslirer (fig. 2-), medens ombøjningerne kan overleve i myognejseodfaste og rodløse intrafoliale folder (fig. 2-2). Bredden af det enkelte mylognejsbånd varierer fra dm størrelse til til omkring lo m. Mylognejsbæltets samledemæetighed varierer mellem 50 og 75 m. Den gradvise overgang til gnejsen betyder, at grænserne på kortet er trukket efter en noget subjektiv vurdering af, hvor de mylonitiske strukturer bjiver dominerende. Mylognejsens mikrostrukturer er beskrevet under områdets bjergartstyper; her skal fremhæves, at den begyndende udvikling af mortar textur og mikroshearzonerne i gnejsslibene viser, at shearineen har påvirket storre dele af området, end det kan erkendes i håndstykke.
ni 500 -r 4b 65 c is 40 - _ - C, 0 40 _9:_> - _ C c"-- c) C '='4JL \ I.. 3 p 3 0 p 5-3 90,\ \\' 0 (5, o, 54 52 3 ed"\ -7-40 ( 0 0 4-0 o c I. 3 i ;, c, ; $ F LO x 0 ' 0 i B 23 i \,, 0, 39 -? % 0 r " ) 4 3 0 a a, / 33 0 Diskor.:iant a o 2.7.),., a pegmatit,, 3, 0,0, o c" 0 '-=,sal tjan:: 0 0 'H ' i 0 /ii 0.,32 20 b 0 i r eta*-2g,rit ev., Siotit-k:ir=p cc I 2 Granat-tio Bå.ndet toglimmin- g Mv7onitigk over=rn ; N:flognejs Si=atisk u-jvi Grafitfzgen : - C4 3
',, OC, kl -.....!ke.i f, t r s..s'id j r:,4.f z4:). t -- -y /,'.),--',,-,-- y,...,, \.. -c., PL-rl'i,,,,,,,,, :7C 2 ( r I. I Tv y,. -, A, g7 Ail - $, '-, /, rw. et.,,' ) 7..4 ' MOMMMINNOMIES...;_z"taSe,.., 7 k ' Stk rit74-/4.; " " -)t )\.-?.<e:. ; 4-. : -. ).; j\t'rj ' ' *.
Folder. Me askoeisk foldestruktur. På det geologiske kort ses en enkel foldestil, hvor det karterede område dækker ombøjningen i en åben synform med moderat aksedyk mod nordvest og bølgelængde i kilometermålestok. Det fremgår umiddelbart af kortbilledet, at mylognejsbæltet omfattes af foldestrukturen. Foldeaksens orientering er fastlagt ved de 2 Ti - diagrammer, der gengives i figur 2-3 a og b. Ved konstruktionen er kortet delt op i 2 områder, hvor det ene omfatter den båndede gnejs under shearzonen (fig. 2-3 a), og det andet mylognejsbæltet og den mylonitisk overprægede gnejs (fig 2-3 b). Dette begrundes med, at shearzonen kan repræsentere en regional overskydning såledesjat der ikke nødvendigvis har været samme orientering af gnejsens bånding over og under shearzonen inden foldningen. Da de elottede data ikke er indsamlet med statistisk bearbejdning for 0je, kan de 2 diagrammer kun anvendes til bestemmelse af foldeaksen; tyngdepunkternes "skæve" beliggenhed behøver ikke udtrykke asymmetri i synformens erofil. Diagrammerne viser, at der i praksis er identiske akser i de 2 delområder - 35/9 under og 36/8 over shearzonen. Som det må forventes af en båndet gnejs med stromatisk udvikling, ligger målingerne i et bredt bælte symmetrisk om en storcirkel. Storcirkelfordelingen antyder en fold af cylindrisk type. Mesoskoeiske folder. I mesoskopisk målestok moder man et mere broget udvalg af foldemønstre seændende fra simple fleksurer til sammensatte z-enfoldedestrukturer. Over hele området ses i den båndede gnejs småfoldning af leukoslirerne. Det kan være spidsbuede tfl angulære tætte folder med dm - m amplitude og bølgelæri-gde(fig. 2- og -4 d) eller isoklinale folder med cm - dm bølgelængde og m amultude. Småfoldernes flanker danner ofte mere åbne cm - dm skala sinus-agtige folder, hvorved der fremkommer homoaksiale genfoldningsstrukturer med stor vinkel mellem aksialfladerne (fig. 2-, -2, -4 a og -7). På enkelte positioner udvikles udeformerede neosomslirer i den yngste foldnings aksialflader (fig. 2-77). Enkelte andre genfoldede strukturer er observeret; de har været hjerteformede eller af bassin - dcmetypen (fig. 2-9)
C :4) o),,,2/ 35/d N N 55 IntervaLer: la - rivn, %. - 5 - la - 5 23 % o = 4 N = 4 r2ax 9 % ve 35/2 N = I.».reatro f. co_l.r LL;r:eci: Lo:4e2 steen, 2) i4.-4sisr I DIr nle i) rlr I ::.atoiler c;) ed :»cte 4.).4.0.4Lf 7,,4
a) 5uu m L 0 A0 4 7 \r\ lo m 30 20 Konatrueret akse i antiformen 9/7 c ) b) 6 4 327 235o lo m --I I-- 3o m 550 24o0 60 Skennet vertikal 46 d) e) rr E 2 m 2ooL) 23 akje 2,6/2 SV N0 336 "5 73ih:LtL 0.3...3K0i.3Ke atrukturer fra ve3t,sid-inaf jot-ijcn. Ter_;nttt erter festskitaer.
I. I. I. I. I. I profilmålestok præses billedet af spojlende og dykkende snejlende folder (fig. 2-4 b, c og e), der,afhænsist af flankevinklens stsrrelse/gr fra liggende folder til næsten monoklinale fleksurer (fig 2-4 c). Parasitfolder på flankerne giver ofte sammensatte foldestrukturer (fic. 2-4 a, b og d). ere ocrette til inklinerede folder ses også (fig. 2-4 a). I detalje kan der være forskel i foldestil mellem lag af forskellis komuetance. Et eksemnel herpå ses i figur 2-5 os 2-6 rra en blotnins rå Sotsens sydskrært, der indsår i en åben fleksur som ry:fisur 2-4 c. Ste,lv - genbestår af sliret biotitris toglimmer gnejs med enkelte kvartzo-feldsnatiske bænke on til 2 m mægtise og intrusiv gange af biotit-klinozoisit schist, hvor den stsrste er m mægts og de 3 andre dm. Den store besirke seinc roldes ptygmatiske strukturer, og dekvartzo-feldscatiske brenke danner åbne asymetriske folder, hvorimod den slirede gnejs har en plastisk disharmonisk foldestil. Tynde kvartzo-feldspatiske bænke knækkes og flyder rom rafter i den slirede gnejs (fig. 2-6). Akseorienteringer fra en række mesoskopdske folder er plottet i figur 2-3 c og d, hvor der anvendee samme.4elsmr,t'densom ved beskricelsen af den store synform. 'tilingerne fra delområder sailes i nordvest-kvadranten med tynsdepunkter ved 35/2: for områdetundershearzonen os 3o6/2o for omr3et over shearzonen. Under shearzonen octræler dezuden et cindr- ante akser i sydost-kvadranten symmetrisk med hovedfordelingen. begge kvadranter synes akserne at spredes om tyngdepunkterne langs en storcirkel. Over shearzonen er der en mere usystematisk spredning om tynsdepunktet. Begge diasrammer viser, at der også forekommer et mindre arltal akser med en tydeligt afvigende orientering, hvoraf de-fleste dykker moderat mod nordnordost os enkelte mod sydvest. ' Det semle^e 'ndtryk er, at de fleste mesoskopdzke strukturer har en simpel relatdon til den store synform,os kan formcdentl-is ccfattes som c.arasitfolder til dcnne. De genfoldcde strukturer v'ser doc, at der indgår mere end 4n fodefese i områdets historie. De isoklinale felders ukser keeee 'kke måles. Småfolderne nå deres flanker har akseorienterinser nordvezt - sydsst scm
-00000MOMMffill
2-7: sdr r 2-. ness= slirer i ernes akslal- Fiv. 2-8: Scarfoldning ved intern boujinerin i :trdnat-bletit 't:rb0it. Isk. sssi 2-5.
synformen, deres dyk kan være mod nordvest (fig 2-2) eller mod sydøst (fig. 2-4 a). Flere bassin - dome interferensmønstre har den ene retning vestnordvest - østsydøst efter synformen og den anden nordnordøst - sydsydvest og kan derfor henføres til de "aivigende"akser (disse er foldet med i den store synform og har derfor ikke længere deres oprindelige orientering) i figur 2-3 c og d.akserne i sydøstkvadranten kan fremkomme,hvis de tætte og isoklinale folder har haft fladtliggende aksialflader,inden synformen dannedes. Med en subhorisontal akse i hovedstrukturen kan der let komme modsat rettede aksedyk på småfoldernes flanker. De illustrerede strukturer demonstrerer, hvorledes der er stor lokal variation i hældningen, medens strygningen kun påvirkes lidt af de subhorisontale akser. I forbindelse med boudinering af de basiske bånd observeres scarfoldning, hvor den omgivende bjergart bøjes ind mellem boudinerne (fig. 2-8). Den gode overensstemmelse mellem de målte og konstruerede akser i de 2 delområder gør det sandsynligt, at gnejsen havde samme orientering over og under shearzonen, inden synformen anlagdes. Liniationer. Liniationer mødes over hele området som en dårligt udviklet kvarts-feldspat stænglighed. Målingerne er plottet i figur 2-3 e. De fordeles i nordvest og sydøst-kvadranten med tyngdepunkt 299/5 og er formodentlig dannet i forbindelse med den store synform. Forkastnin=er. Der er kun i_agttaget 3 stkre forkastninger. Den ene findes i elvskåret 2oo m øst for Amdal. Slæbet viser, at det er en normalforkastning, hvis flade har orienteringen 33/78N. De 2 andre ses på Buskebråten. Den nordligste, hvis forkastningsflade har orienteringen 2/685, skærer kontakten mellem det lille granat-biotit amfibolitlegeme og mylognejsen og giver den sydlige blok en vandret forsætning på 8 m mod vest. Den anden ses i mylognejsen med forkastningsfladen orienteret loo/68s. Slæbet vlser, at det er.en revers forkastning. Der er en få dm bred brecoieret zone omkring forkastningen.
3(9 I. I. I. I. Metamorfose. Den gennemgribende rekrystallisation og de migmatitiske pant4er viser generelt, at området har gennemgået stærk højtgradig metamorfose. Paragenesen granat-blågrøn hornblende-ulagioklas med An 34 % i de basiske bjergarter, plagioklas med An 34 % i den tonalitiske gnejs og ulagioklas med An 2o - 25 % i toglimmergnejsen angiver, at der i mindst6n periode har hersket amfibolitfaciesbetingelser, hvorunder bjergarternes karaktergivende mineralselskaber er udviklet. Spor af tidligere episoder med deformation og metamorf rekrystallisation genkendes i gnejsens relikte foliationer. Hertil kommer retrograd metamorfose,der i de basiske bjergarter ses som:) biotitisering af hornblende, 2) omdannelse af granater til biotit, chlorit epidot, 3) begyndende omdannelse af biotit til chlorit, 4) omdannelse af plagioklas til zoisit og klinozoisit. I gnejsen består den retrograde omdannelse i chloritisering af biotit og vækst af euidotmineraler uå bekostning af bot»t og plagioklas. Disse fænomener er mest udprægede i mylognejsen. Her var det som folge af saussuritiseringen ikke muligt at bestemme plagioklasens anorthitindhold - hvihket i sig selv er en indikation af, at plagioklas med An 20-25 % ikke er stabil. Der er således tegn på,at shearzonedannelsen og den mylonitiske rekrystallisation er 2oregået under metamorfe betingelser,der kan henføres til grønskiferfacies eller overgangsfacies til amfibolitfacies. De opakke mineraler besidær flere strukturer, der af Vokes (969) angives som karakteristiske ved metamorfose af malmmineraler: ) Tendensen hos enkeltkorn og især aggregater til vækst med længdeaksen parallel med silikatmineralernes længdeudstrækning, således at de-indgår som en integreret del af bjergartens textur (fig. 2-3)..2) Udvikling af mosaik struktur med 200 triulepunkter som resultat af rekrystalisation til ligevægtsbetingelser,.dette er mest udpræget hos pyrrhotit,men ses også hos ilmenit. 3) Chalkopyritkornenes placering langs korngrænser og i triulepunkter i wyrrhotitaggregater (3534, 35329). 4) Parallel sammenvoksning mellem glimmer og tenformede chalkopyrit og sphalerit korn (36238).
Aldersrelationer. Udfra bjergarternes indbyrdes feltrelationer, deres deformationsbillede og de metamorfe parageneser,fås et indtryk af den geologiske udvikling. Denne er skitscret i tabel 2-2 som et forslag til en hændelsesstratigrari for,lingeområdet. Den enkelte hændelses placering i skemaet begrundes i folgende forhold: Den båndede gnej= cr reldst, da den er vært for de øvrige bjergarter og nåvirkes ar al'e deformat'oner. Der tonalitiske gnejs intruderes i den båndede gnejs og er derfor yngre. Biotit-granat-klinozoisit schisten optræder som helt konkordante bånd i gnejsen. Andre steder i Ostfold er den imidlertid observeret med intrusive relationer til rnejsen (B. Hageskov, mundtl. medd.), den er derfor yngre end gnejsen og den tonalitiske gnejs, som den også optræder i. Den anses ror ældre end granat-biotit amfiboliten og biotitklinozoisit schisten, åer begge sfls med svagt d'skordante og intrusive relationer til gnejsen. Den indbyrdes alder mellem de 2 sidste er ikke fastlagt. De forekommer be:ge som helt konkordante bånd i mylognejsen og anscs derfor som ældre end shearzonedannelsen og dermed mylognejsen. Skærende relationer til alle de nævnte bjergarter vicer, at de diskordante pegmatiter er yngre. Metadoleriten er intrusiv i den båndede gnejs og er ikke observeret i kontakt med andre bjerrarter.plaoeringen,som en ar områdets Yngste bjergarter,skyldes den svge el'er =riende metnæo dre steder i østfold båvirkes den dog af de yngre metamor=e og strukturell-,, hændelser bu,i-l - (B. mundtl. medd.). D- n umetamorfoseredd"r; d n anses for - områdets yngste bjergart. Aldersrelationerne er tydeli:re for flere af deformationsfaserne. Det gælder shearzonen, der destruerer de isoklinale folder,og derfor er yngre. Den foldes selv med i den store synform or er derfor ældre end denne. ::ordost - sydvest foldningen er mindre veldokumenteret. Observationer)som firjr 9 al antyder, at den er tidligere end nordvest aksen; samtilig råvirkes mylornejsen a= denne =oldn'ng, cem der=or må være ynere end shearzonen. 9et kan også være roldc.r dannet iforb'ndelse med shearzonens udv'kfl'n-7. =orkao.trjr gerne cr =enere
Tabel 2-2. Hændelsesstratigrafi for Minge området. Bjergnrter. Deformationer. Metamorfose. Basaltgang. Diskordante pegmatiter. Forkastninger Metadolerit. N0-SV-foldning NV-foldning Lv Mylognejser etc. Shear zone. Gronskifer facies - lav amfi- Granat-biotil-amfibolit. bolit facies. Biotit-klinozoisit-schisl. En eller flere Anorogene perioder med perioder med amfibolil facies tensions metamorfose og Granat-biotit-klino- tektonik. migmatisering. zoisit-schist. Tonalitisk gnejs. Isoklinal foldning. Båndet biotit-muscovit- -gnejs.
end foldestrukturerne. De diskordante pegmatiter kan have forbindelse med 33/78N - retningen (fig. 2-3 f). Mellem og she-,rzonen den isoklinale foldning\-47an er have været perioder med tensionspræget tektonik, hvor de basiske bjergarter intruderedes. De metamorfe parageneser viser, at området inden dannelsen af shearzonen har gennemgået 6n eller flere perioder med amfibolitfacies metamorfose og migmatitisering, der har påvirket både gnejserne og de basiske bjergarter. I forbindelse med shearzonen observeres retrograd metamorfose. Dannelsen af den store synform fandt sted under temperaturforhold, der tillod vækst af neosom i aksialfladerne og udvikling af kvarts-feldspat stænglighed. I.
MINEFALTSEEINGE= GEOLOGI. Inden for M.inreomradet or observeret folrende mineraliserin. typer:-galena-rphalerit-flussrat imurærnerinr or sc=kkemlneraliserinr, ducheelt-chalkopyrit-flusscct sbrsekkem'neral're fahlband i torlimmerrnejserne og chalkopyrit-uentlandit dirsemineret i hasiske bjergarter. De to sidste har ikko vist tern på potientelt okonomisk metalindhold, og da de yderlirere. hetragtes som et integreret led i værtsbjergarternes udykilhr, er de beskrevet under områdets reolari iertil,-o-gerda diskordante cermatiter, hvor der i lille målestok er brudt feldscat og muscovit til industrielt brug. Pb-Zn-F =EEALISESI::OFK. Beliggenhed. Mineraliser'nrorne flndes hovedsageligt mmm for afgrænsede "mineraliserede område", der omfatter markerne mellem Minge Zdegard og Amdal or de tfleracnsende dele af åsene. Her ligger den ramle mine ca loo m zst for M4 r, kaldes med sine umiddelbare omrivelser i det fzlgendo for mineområdet). Et anmeldt Pb-skjæru ligger 25o m nord for Amdal ( det følgende kaldet skjccpet).ved nye minerallserin:er fundot i forbindelse med dette arbejde anvendes nmmeret ti den f.crst indsamlede prove gom lokalitet=betagne'se. Uden for det mdneraliserede område outraeder enkeite små lokale mineralire der ogsa benacvnes ved przvenummeret. Til det mineraliserede område fzrer en bilvej fra Vej 4 gennem Minge, forbi :Unre Gdegird til Amdal. ( I!inge findes zo rårde med navnet :Unre.S,degard,minen findes ved den sydlige). 3oo m nord for Amdal drejer en lille sti af fra vejen dg fzrer rundt I om Sotasens sydrkront tel Skår for det karterele Langs stien moder man - i nævnte rækkefo - skj:u.ric at, den Cu-Ni fzrende metadolerit og de sufidmineraliserede ickni'teter 353ol og 353o2.
, OWIMOM IMIal,..., 4,,,,,,,, IC#4,' SS - 5.#." Yer 4tt:j 'g.r es i :,..tik,-;ir -',,44j,, -,.W:: iff,:aii4...,.'", 4 ;2:, - -,,-,-..,.Ø.- - i et
Minens drjft ot historie. Der eksisterer kun lidt offentligt tilgængeligt materiale om minen. Den medtages på korthilaget hos Foslie(925),men emtales ikke i teksten. I arkivet hos østerlandske Bergmesterembede dateres det ældste mutingsbrev 8/ - 889, den indsendte Prøvestuf førte "blyglands". Siden har en række enkeltbersoner og seskaber haft mntingsbrev pa mineomradet - senest Folldalverk A/S (fra 976) pa en strækning lt-tra SatAsens vestsjde om=attend mineområdet og skjarrpet. Skjærpot næ nes forste ga,,g ' et mutin brev å 30/4-98. Onlysnin:er om minens drtft er meddelt af lcdse.,eren, Mingeodegård, hvls familte i on periode havde mutingsbrev på minen (udstedt 30/4-98). Brydning randt sted i en ueriode under Første Verdenskrig. Ejgur 3- giver et jndtæyk a= an==-9 es omfang, og de tilgængelige dele af minen er skitseret på figur 3-.:. Driften har omfattet udsprængning ar en åben niche fjeldsiden på ca lo X 0 m, fra denne er en stolle drevet 7 2 mod NV gennem basaltgangen, der udgør nichens vestside. Fra stollen går et lille tværslag 2 m mod ND. Fra nichens bund,er en skakt med st,j hældring mod Sø, - et ned til 37 mis dybde. Skakten er nu vandfyldt. Malmen handsorteredes på stedet og blev kort ned til ølomma, hvorfra den med en pram blev sejlet til udsmehtntng i Sarpsborg. :her foreltgrer ikke orlysntnrer om driftsresultater og ønder Anden 7erdenskrjg foretog de tyske besættelsessyndigheder explorationssrængninger og prcvetarning,men geno brydningen. B'ergartstvoer. Under beskrivelsen af omradets geologi er alierede nævnt,hvorledes det mineraliserede omrade lirger i et mylonitisk overpræget strøg af den bandede toglimmer gnejs med grafit og Fe-sulfid førende oartier. Inden for selve zlineralloeringerne medfirehydrothermale omdannelser ændringer i en mineralog,ske sam:ensætning or sloring af rnejsens texturer. Man kan fa et j-ndtryk af gnejsens nræminenahise n ir.rskaukter udfra u=dannede rol'kter og ved =t 'cre sne sen 2 strygninr:ret dren, tål man KO=e2 uden for det hydrother2al, tivirkede om_dde. På denne mile kan der skelnes
I. I. I. a) Sukkerkornet chlorit-sericit mylognejs. I mineområdet kom- - mer man i strygningsretningen over i den uordannedemylogneis repræsenteret ved 3623 i tabel 2-, og ved mineraliseringerne nord for Amdal til mylor:nejsen repræsenteret ved 353o8 i tabel 2-. _ Chlorit-sericit myloschist, der fulgt i strygningsretningen går over i den uomdannede myloschist repræsenteret vod 36232 i tabel 2.. Basisk chloritschist. Denne bjer;-arter kun observeret minen. Det er en rustforvitrende, mørk grøn, finkornet schistos bjergart med ca 5o % chlorit og 5 % rutil. Den ses som et dm tykt konkordant bånd. Det antages at være en chlor-;tiseret fremtræden af en tynd biotit-klinozoisit schist. Linieret sericit-chlorit fyllonit. I håndstykke er det en grågrøn, lamineret, finkornet fyllitisk udseende bjergart. Den ses i minen som et 3/4 m mægtigt konkordant bånd i mylognejsen. Slibet (3622o) viser at bjergarten hovedsageligt består af finkornet (2o - 4o my) glimmermatrix med lepidoblastisk textur. Der er enkelte lidt mere grovkornede bånd med r&ikter af feldsuat under omdannelse til sericit(0-2 mm), desuden ses enkelte suredte sericitiserede `eldsuatporfyroklaster, som glimmerlamellerne tydeligt bøjes rundt om. Der forekommer 2 typer msrk glimmer, der ofte ses i Earallel sammenvoksning. nen ene er chlorit med pleokroisme fra farveløs til grumset khakigrøn og ancmale lavendelblå første ordens interferensfarver. Den anden har biotits uleokroisme fra sva=t gullig til brun men samme interferensfarve som chloriten. Det antages at være et overgangsstadium i omdannelsen af biotit til chlorit. Denne sammenvoksning kaldes i det følgende for brun-grøn chlorit. Hydrote=le Mineraliseringerne ledsages ar hydrothermale omdannels,- sidestenen, der påvirker noget større områder end de egentlige mineraliseringer. Udfra karakter'stiske uarazeneser af omdannelsesmineraler kan der skelnes mellem følgende typer: Albil,-muscovt-chlor4t omdannelse. I håndstvkko er den omdannedebjergart sukkerkornet med en hvid=ra til askegrå farve. På friske brudflader ses en karakterlstsk glitren fra sualte-
I. Mineral Prøve Tabel 3-. Skonnet sammensætning (vol.%) af omdannede (albitiserede) mylognejser fra minen. NJ re I. Kvarts 5 5 5 5 K-feldspat 50 25 20 30 Plagioklas x x x x Omd.feldsp. 20 5 30 20 Muscovit 3 5 5 0 Chlorit 5 5 0 2 Epidot x 2 2 Rutil 7irkon x x x x Flusspat 2 30 x 5 Calcit x 5 5 Grafit x x x x Pyrit 3 2 2 5 Sphalerit 0 x x x Matrix - 0 20 20 I. Tabel 3-2. Skønnet minen og I--- 0 r,.4 sammensætning ;vol.%) af det mineraliserde område c N-) r--- W, r Lr. r r r r N N C C C c c polerprover fra nord far Amdal. 0 r- c-, N N N N N N N N N..N N c c c c c c n r r n r, r r r r r r r.-- Sphalerit 0 x 2 3 _. 0 x - - x.. x x Galena - - - - 5 x - - x Chalkopyrit x x x x - x x x Pyrit 5 2 2 x 2 5 3 Pyrrhotit - - - - - - - - - 3 _. Molybdenit.. - >,- - - - - - - - - Covellin - - x x x x x - - - - x r Rutil 2 2 x 2 3 3 Hematit x x x - - _.. - - Cerrusit - x _. _ x x _.. x Grafit x > x x x x x x Flusspat x x > 20 2 x - - x - x -
3 orrolire a I. EL7 36:3. - - cor-is Og -nass'7 _ nt I 3,Jn spirsit GeD onkefte nyrtirkiusilorien.
". rlï rgt."kagi.) ; 4.,: Y. ' i...t is ::.9iik a :, '-' : - \ r,,..-,.:..-,..p :... -, r),-..., -..., t' t ' : -4m«4 /(s-',- : : 4 - IK. "..4 '.;:.4',, s4a L ; \.fib c. fis":..: v ' -. i - \ 3,- - g." k<,'cant hr : f tit
MINOMMOMOMOIM ro
I. Lermineral omdannelse af feldsuat. De omdannede nartier kpndes i håndstykket på en bleg gulgrøn farve med en lidt fedtet glans. Bjergartens primære struktur bibeholdes, specielt synes man at kunne genkende korn med feldspathabitus, men disse ridses let med kniven.i slibet ses en næsten fuldstændig omdannelse af feldspatkornene til kompakte a.s-gregateraf få my store farveløse til grå bladede mineraler med interferensfarver af første og lav anden orden. Suredte uomdannede relikter viser, at det onrindeligt har været feldsnat, og nogle steder genkendes albittvillinger som parallelle bånd i omdannelsesproduktet med lidt forskellig udslukning. Der kan ikke optisk foretages en nøjagtig identifikation. Habitus angiver laggittersilikat, de lave interferensfarver udelukker de farveløse glimmere sericit og nyrofyllit. Da mineralet er et omdannelsesnrodukt af feldspat, må det antages at være et Al-rigt lermineral - f. eks. kaolinit. Feldspatkornene har haft en rand af brunprikket skakbrætalbit, der ikke nåvirkes a` lermineralomdannelsen og nu star tilbage som indbyrdes forbundne ringe. Herved får bjergarten en netagtig mikrostruktur af o, - 0,3 mm tykke albittråde, hvor "maskerne" udfyldes med lermineraler(fig 3-4). I tilknytning til albitnettet ses sericit og chlorit både som enkeitkorn og i parallel eller radierende sammenvoksning. Enkelte steder sericitiseres (eller naragonitiseres!) o'bttr;dene. Gnejs med denne omdannelsestype ses som cm til dm store relikter i den nedenfor beskrevne sericit-chlorit omdannelse. Der er en skarp men uregelmæssigt foriøbende kontakt mellem de to omdannelsestyper (fig3-4, -5). Sericit-chlorit-rutn-ap.atit-zoist-kon oniannalse. Denne omdannelsestyne (i det følgende kaldet sericit-chlorit omdannelse) kendes i håndstykket på at bjerjarten bliver let porøs og får en mørk grågrøn til sortgrøn farve. Partier domineret af sericit får den grågrønne nuance, og friske brudflader kan have et lidt glinsende skær..g.uscovitforekommer i bjer=arten som spredte skæl ou til 2 mm store og kan som belægninger på snrækkeflader danne filtrede ac,gregater. Chlorit optræder som mere komnakte masser. I slibet ses samme mineralparageneser i de forskelligt farvede partier, farveforskellen skvides chlor i tmængden, der i de
,.t.,,i;", It, ', -., i ' tfil ' ' -,,, ' ' '^ 4 7 I,' k es ''' I-; '- a t "cfn 5, < r?),, -;.:iik)..:: 4. i '...- IC '-` : Ji -. 4k 4>i ' i 0/ t / ' r.). ;,. I. i C) re.....$ i J, N fri i;p 4 I.. I. ' 4, "se` tir j' - IENIMIMOINeaal N 0 OMOIIM
(;, Si.nnlerit I. Sericitdomineret sez-icit-chlorit omdannelse ri ChloritIcalineret seriolt-cniorit omdannelse fl Lerminerni omlannelse nf feljs-init v; J.J.Lo2inl.ft fra skjærpet (35209) nvis ILI'MmTre otru'ictur UJVISrLCS.et nf frt:mskre.len 3eriJit-clorit om innnelse. Lernneral omdannede,artier sto jom 3._reite 0er. Dissemlneret silalerit Ln;;tts3 især til le.aericitdomi_nerede ure6eams.saje arer. 0:,r_ttare bnter Arll'e6E-t o j orøs Inminer,-; (b_-; 05) ei
I. I. sortgrønne tartier når op på 2o %, medens der kun er nogle få procent i de gragrrre partier. Sericit kan bemge steder udgøre op til 7o % af bjergarten. Sericits kornstorreise når op på o,5 mm, men ligger typisk i området 50 - loo my. Vfld fremskreden omdannelse forsvtnder bjergartens primære struktur(fig. 3-4), og sericit har en tilfæl.jigorientering, medens man ved mindre omdannelse stadig kan ane feldsuats omrhds. Her vil sericit typick orienteres i to retninger vinkelret nå hinanden efter krystallograf,ske retnnger i felds-ot (fig. 3-7). I de morke partier optræder chlorit, CD tfl flere mm store fligede aggregater - ofte i sammenvoksning med muscovit. Det er en lys flaskegrøn chlorit med brunviolette interferensfarver. Subhedral rutil (2 o,2 mm) udg r ou til 5 % a= de omdannede partier. Abatit ses som sub- til euhedrale korn op til o,5 mm), der kan have enkelte :-as/vake indeslutninser Let afrundet zirkon 50 my) udgør - % af bjergarten. Et lidt grumset muscovitlignende mineral med så 27, at det næsten er..enakset,kan være hydromuszovit. De chloritdominerede parter har et lidt urezelmæssigt omrids (fig. 3-4, -5), medens de sericitdominerede har karakter af massiv omdannelse uregelmæssige årer (fig. 3-4 og andre steder optræder flj7: (fig.3-5). De omdannede partier skwres ad lidt yngre albit-ohlorit årer (fig. 3-4). På kortskitserne skelnes mellem =remskreden cmdannese svarer til det ovenfor beskrevne, og moderpt omdarnelse. Ved den sidste bibeholder man bjergartens stadig primær kvarts. struktur, og der ses I. Abit-kvarts-ohler:t-.7-^t emdannee. Den emdonnede bjrz art er afbleget med Jrønpletning af spredte chloritagregater (fig. 3-6), der kan blive op til cm store. Desnden indgår chlorit sammen med underordnet albit, kvarts og calcit i mere slireagtige sammenvokonlner op t»' dm lange, der kan vutre både diskordante og konkordante. Her kan de enkelte chloritblade blive ou til cm 2tore i filtrede aggregater. Alhit og kvarts indgår alene eller sammen med kvarts i uregelm-eosio diskontinuerte årer og srækkefyljninser or)tfl cm brede.
Der forekommer ofte flere cm lange druser med små veludvikleele. kvarts og calcitkrystaller. Årerne har en zonar oubygnins med porselainsagtig feldspat (formodentlig albit) langs randen og vandklar kvarts centralt - nogle steder med søjlestruktur. Calcit knyttes til den centrale del. Tætliggende årer tjener som udganrspunkt for imurægnering af den nelleiliggerde hjergart i uregelmæssige partier med albit og kvarts. Imurgagneringen treargerfrem paralielt med -"nejsensterde:ing 3-6). Den ondannede bjergarts primære strukturer bibeholdes. ner er ikke mikroskoperet tyndslib af denne cmdannelses'gye. Anden omdannense. De ovenfor neevnte tyuer har en veldefineret fremtrvedeni felten. Andre fænonener der siverindtryk af hydrothernal ondannelse er afblegnin? omkr-?ngsurækker eller af større bjergartsuaryer, lermineralbegning,er zg-øgerg,kke flader og sericitisering af bjergarten langs surækkeflader. Mineralisnrinrstvner os deres m4nereler. Der kan en-lemineraliser s mer udfra de feltmæsise relationer: dissemineret,a,åhalerit og chalkonyrit. åeårcrliez,å,_orbindelse med de enkelte Dissemineret galena, sphaleråt og ohalkotrit. Peskr,ves i forbindelse med amtalen af måneralerne. Galena sprækk fyld ninger og beslag. Beskrives ander "galenan. Diskordante galena, slahalerit,uyrit, karbonat slirer og hulrumsudfyldninger. Diskordante sud'aren-e kvnrts-riusgtaga-aalc,t bliver op til 3/4 cm nægtige og er ofte zonare med kverts langs randen cg sulfld -flusspat-calat centra't. 'eretyr:s er de - 2 nm tykke men kan sta,-y=vrerezonare.de centrale sulfider kan have kornstørrelse ou til 3 =. Sphalerit, ghe-"kazdyr2t,tyr't,flugscet su e-ea 'er i modsætn_nj. til (5) ikke er kontinuert, men bestg.raf cnredte besiag op til Icm2 store. Flussue' reulaaer-, med chalkopyråt impr Dissemineret pyrit oc.pyritlånser,
. Primmre mineraler. Sphalerit er volumenmmssigt det vigtigste mineral i mineraliseringerne. I håndstykke er der stor variation i sphalerits farve, der går fra nmsten marmatitagtig sort over brune nuancer til lys honninggul, der kan have et svagt grønligt skmr. Større aggregater vil ofte have alle disse farver reprmsenteret uden tegn på zonar fordeling. Makroskopisk er der variation i både kornform og kornstørrelse. I typerne (4), (5) og (6) mcdes korn op til et par mm store med veludviklede krystalflader, hvor sprmkke og huirunsudfyldr:nger har givet gode vmkstbetingelser. Den karakteristiske frentrmden i isse typer er dog nere uregelmmssige linseformede aggregater, der kan blive op til 5 cm lange og nogle få mm brede. De disseminerede tyuer har ure-celmmssigt formede korn op til 2 mm store (fig. 3-4 og -5). Kornede sannenvoksninger med de øvrige sulfider ses i den centrale del af de zonerede årer (5). I type (4) motrmder sammensatte aggregater med en central suhaleritfase omgivet af galena, der igen kan omvokses af pyrit og calcit. I mikroskop ses sphalerit som a) sammenvoksninr.erned og inklusioner i andre mineraler, b) anhedrale enkeltkorn og kornede aggregater. ad a) Egentlige inklusioner forekommer kun suoradisk. De er set i galena (tyue (2)) som op til o,4 mm store lidt uregelmaessige linseformede korn, der selv indeholder chalkouyritinklusioner (fig. 3-8). I chalkopyrit kan der forekomme enkelte uregelmmssigt formede inklusioner (0 2o - 4o my). Mere jævnkornede sammenvoksninger ses både med galena og chalkcpyrit, hvor korngrmnserne kan gå fra svagt kurvede til interlobate. ad b) Denne type sphalerit findes 4sær i () og (2). Mmngden varierer stærkt fra vmsentli-gtunder % til lo % i de bedste prøver (3628 og 362o7). Sphalert outrder her som langstrakte (ou til 4 mm) til mere mkvidimentlonale amøboide korn (fig 3-2 og -4). De kan have lange udlcbere der gver indbyrdes forbindelse mellen kornene. Kontakten til sidestenens mineraler har et intrikat forløb, hvor der ses hel eller delvis omvoksning af disse. Hvor ulane flader forekonmer, er de udtryk for krystallografiske retninger hcs silikaterne, typisk basis i glimmer. I gennemfaldende lys ses
I. I. I. sphalerit at have en korroderende effekt på silikaterne. Det er mest tydeligt ved feldspat, hvor tynde subaleritudlcbere trænger frem langs spalteridser og skakbrætalbitlamellernes sammenvoksningsflader. Dele af feldsraten kan lcsnes oe "flyder" som små angulmre øer i snhaler'ten. På denne nåde ujytkles en karakteristisk trappeformet kontakt, hvis trin angiver krystallografiske retninger i feldsmaten (f4g. 3-2). Hos glimmere ses schalert at trænen ind Tangs basissnalteiighoden. I reflekteret lys kan der skelnes mellem en poros oe en mere massiv type. Den porcse er stærkt poiki9itisk mcd mange små silikatinklusioner, medens den massive type har større og mere spredte inklusioner (fig. Samtidig har den porøse type en mere ren Erå farve og kraftige hvide til lyse gulercnne indre reflekser, i modsætning til den massive types grå farve med brunt stik og gule til rodbrune indre reflekser. Oe to typer kan danne adskilte korn, eller der kan være en jmvn overgang fra poros til massiv fase (fie. 3.2). Den porøse sphalerits egenskaber passer til anelvelserne hps Ramdehr (l96o) for gron shhalerit. M.aEElv0:halerttindeholder varierende moongdeinklusioner af folgende mineralnr: chalkcpyrit, pyrit, galena, rutil og hematit. Inklusionerne kan have en tilfældig orientering givende emulsionstestur eller de kan arrangeres i parallelle rækker i en seriat textur. Rækkerne kan folge 2 eller 3 retninger. Der forekommer oeså rmkker med et mere kurvet forlcb. Ved passaee af uarallelle rækker ses ofte mndring af de indre reflekser. lhalkohirtt er volumenmæssiet domlnerende, det ontræder som or'entenede nåle (op til o, mm lange) oe runde til subbedrale korn lo - loo my). Korn j de raratlelte _rækker kan være aggregater af 2 korn, hvis Erænse UgEer.ra-all,nit med rmkken. Det antages at være chalkopyrittvillinger placeret i tvillingeplaner hos sphalerit som illustreret hos Stanton (972) p 26o. Chalkohirlt kan udencre ou til 5 % i dele af sphaleritkornene. Pyrit ses sornen mareinal fase og som kurvede rækker af sub - euhedrale korn, der kan opdele sphalerltkornene i omrder med dt 'PrskeT"E orjenter'ng n' chlkopyritlisterne. 9e antages at teene korngrænscr i ' leritaggreeaterne E. 3-9). Galenn knn optrmdc so:nselvntmndiee korn (S 2o my), men vokser ofte nnmmen mod ch. (fig. 3-9) i de kurvede rækker.
I. I. I. Galena eruaragenesens andet vigtize mineral, der mængdemæsszt dog er underordnet sphalerit. Den karakteristiske forekomst er i de diskontinuerte mineraliseringstyper (3), (4) og (5), medens den disseminerede type kun er observeret uå e(r.uosition, 36253. Sprækkefyldningerne, type (3), er enten klart diskordante i forhold til gnejsens struktur eller har som på figur 3-lo et trappeformet forløb, hvor de over korte strækninger drejer ind og følger wnejsens struktur. Udfyldningerne består af skiveformede granulare aggregater,der,kan have et areal op til dm2 og tykkelse op til nogle få mm afhængigt af sprækkens åbning, skivernes areal er dog typisk i cm2 - målestok. Inden for den enkelte sprække har mineralisering.en derfor et diskontinuert forlob. Galena sprækkebeslaw ses som dendritiske skeletagtige aggregater op til nogle få cm2 store, med et omrids der kan værekvadratisk eller helt ureelmæssiwt. De kan sidde isoleret eller udgøre en fortsættelse af zklverne. Der er næsten altid sammenvoksning med pyrit, som udgør en randfase i sprækkerne, medens galena udfylder den centrale del. Omkring sprækkerne kan der forekomme imurægnering af sidestenen af en op til 5 mn bred zone med små (under i mm) uyritterninger og dendritisk uyrit. Sammenvoksnnger med scha'erit er beskrevet oven for. Den disseminerede tyue ses i mikroskop at have aflange til galenakorn op til 3 x mm. Kontakten til sidestenen viser de samme korrosionsfænomener som beskrevet for snhaler den trappefornede kontakt til feldsuat også blver karakteristisk for galena. Sammenvoksringer med sch.olent og chalkopyrit (fig. 3-8) er almindelige, hvoraf sthaertinklusionerne er beskrevet oven for. GhalkoEur4t ses som 0?- rundedeeti' l'nseformede til=ældt=rt forelter..deslu+nnwer oo til o,2 mm (fig 3-8) og som delvist omvoksede korn ot til 0,5 mm. De diskordante mineraliserin=styper har =alena son lange anhedrale agwregaten ned stærkt ==ot kontakt t»n s'destenen (fig. 3-o). Der vokzer galena udlobere rundt om ow ind i sn-ygaterne. Lidt borte frz kontakten, rorekommer selvstændige langstrakte kern, der danner enflptil cm bred wnlenaimpræwneret sone omkr'n= surækken (fw. 2-o). mx,t sprækken kan galenakernene bllve ou th mm, medens dq mere marwinale er under leo my. Sammenvoksnin=er med tyrit 3es almindeligt i surækkerne, hvor kentoktretr-..t2onern"n:yd-7
.
WIE 00 000U-IMIMI-ffilffil OffilIM
, 4 r I. I I fr,,,. I I ( I, r " i ) I I III EIN Iffin ffil ffiel
L7,9 at pyrit kan replaceres af galena. Chalkobvrit obtræder i sammenvoksninger med sphalerit og galena som beskrevet oven for. Selvstændige chalkocyritkorn har ofte et stærkt fliget til amøboidt omrids med små udløbere ind mellem silikatkornene. Der forekommer o=så korn med et mere afrundet omrids. Kornstørrelsen varierer stærkt, med målinger omkring o,5 mm som typiske. Større korn omgives ofte af en sky af små (0 5 my) afrundede chalkobyritkorn (fi2. 3-). Pyrit findes som subhedrale indeslutninger i andre sulfider som beskrevet oven for og som selvstændlge korn og aggregater. De er skarpt euhedrale (fig. 3-o, -2) og vokser uden hensyn til silikaternes orientering, medens væksten kan hæmmes når de møder rutil (fig.3-2). De kan have man.weindeslutninger af sidestenens 2ineraler - både silikater ocrutil, eller være helt uden indeslutninger (fig.3-o). Generelt er de store korn stærkt boikilitiske. Kantlæn=den går ob til 2mm men er mere tybisk o, - i mm. Pyrit optræder dels dissemineret, dels som sbrækkefyldninger - enten alene eller sammen med andre sulfider først og fremmest galena. Hematit findes som tavleformede korn op til o,2 mm lange. De er næsten altid i sammenvoksning med rutil-leucoxen (fig. 3-2 eller sphalerit, hvor de ses langs randen af større korn, der helt eller delvis omvokser dem. Molybdenit er set i et præparat o,2 mm lang.tkorn. (3627), hvor der er et Sekundære mineraler. Goethit obtræder i de fleste præparater som omdannelsesbrodukt langs rand og spalteridser af pyrit. Hvor der er mange forvitrende pyritkorn, kan silikaterne o2gives af en intergrannular goethitfilm. Goethit ses i mindre omfang som omdanne-isesurodukt a= chalkobyrt. Covelin s=s som omdannelsesbrodukt i man2e bræparater. I minerpicerngstyrir-n (5) ses massv rebl.ncehng af =alena, hvis spaltelighed stadig kan ses i covellinen,medens tilgrænsende
4.4 rr I Er. 4,. W. S rrr, f. & 7 (), 4-3 Er. 4. #., 4 C () ((), r E r (2. - ( ().;.. rri r ET, Cri 0/M?-
> M = 00- IMO0- MIEN
chalkopyrit kun omdannes langs spalteridser (fig. 3-4). I dissemineret sphalerit med chalkopyrit indeslutningor, kan disse være omdannede til covellin. Der observeres både normal og blaubleibender covellin. Cerrusft. i`:æstenalle galenakorn omgives af en cerrusitrand, der mængdemæsigt kan gå fra en tynd film til fuldstændil, replacering, hvor der kun er spredte galenarelikter tilbage. Figur 3-lo viser hvorledes der sker vdtaående cerrusltsering af de små galenakorn i den imprægnerede zone omkrng de diskordante sprækker, medens sprækkefyldningerne ondannes langs rand og spalteridser. I figur 3.0 viser cerrusitaaaregatet, hvorledes pyritterningen har været delvis omvokset af galena. Smithsonit er i enkelte tilfælde observeret som en tynd omdannelsesrand om sphaleritslirer (tybe (3)). Malakit ot azurit outræder som belægninger op til nogle få dm2 store i mineområdet og ved skjærpet. Chalkantit er observeret i minen, hvor det dannerbeslag i taget omkring sprækker. Ganamineraler. Kvarts som gangmineral folger ma-immineralerne, således,at i de disseminerede typer ontræder denne zeneration kvarts også dissemineret som op til,5 mm store korn. Habitus varierer fra fliget anhedral til euhedral mnd hexagonalt Wqrs. De kan omvokse og korrodere feldsbat. Til forskel fra bjeraartens primære kvarts har denne ±ype altid skarp udsluknina og et indhold af (ob til %) brimære.gas/væskeindesl'itninaer. De kan blive 5 my store og har et regelmigt omrids. Der er i enkelte tilfælde observeret terningeformede dattermineraler (halit?). T de diskordante åre- (5) udgør kvarts randfasen. Enten som granulare aggregater eller i nogle tilfælde med sojlestruktur, hvor e enkelte krystaller kan blive ob til 2mm store.
Flussnat outræder i forbindelse med mineraliseringstype () som imprægnering af bjergarten (%) med an- subbedrae korn, der korroderer feldspat og den brungrønne chlorit, medens den virker mere samtidig med den flaskegrønne chlorit. I minen ses partier hvor der er mere massiv replacering af bjergarten med flusspat. Replaceringen har et uregelmæsigt diskordant forløb, hvor flussuatimprægnerede partier veksler med områder, hvor der kan være ou til 4o % flussidati bjergarten. I slib ses en uregelmæsigt fordelt blå cg violetfarvning af kornene (fig. 3-3). De flusspatrige partier indeholder disseminerede xenomorfe chalkopyritkorn (øo,5mm). Calcit findes som a) disseminerede sub - anhedrale korn og aggregater op til nogle få mm store, b)en tynd bræmme rundt om mange sulfidkorn, c) som surækkefyldninger i forbndelse med mineraliseringerne af type (3), (4), (5) og (6). Figur 3-3 viser, at calcit ofte korroderer feldspat. I.
I. )P prike I t Fri ifinr Ilppr r,('ott r acti I ilf jri cpn iri ]. ri f \ 'r lififi ir 5[7:. tifi flflj,:!ilriirii nui!. Pi t I r, (. 6 :it ffi I I f'. lirrejt(if f itijnr. \, I rtils ' I tsrs f Dt. f I lif I! fl :f t I t9 I ilt'r rti I l! I, j Lrrifl.rl ff.t fiii\fljy.f fl hik. fiir. psj, hst dp! ' t SrirkLflr. Ff'tiiiiii fllflifl 35c, 6([ p;; flpf 35" I I tin rit II I dflk pit D I r. i liii SJ! riirrirff Hpp,. \t iiriit fr li. r ;frjit:s qnr: rpt I n:- fl5. niftit ' t D-ISS'S 7.: sflo fl tipt k:irik fi-r-st irifin FiiiriflFiil Lldfl j d'd frrrslnr! rinr s }--ch nr- if_,fli rlihn" t- nr: ipt I P:r CLIJSI ' r Hct k I I)sri prtikr, I n WiDji I t HLPI'n k».< III I lies- k Licir2n, ;it p;,\ drottinnwp ituri(f[` ;(` i Ji!l. _ r n d e ti fn i r d I n.) i : :: ], ppn El:nt I, 5,<E, st;, t :,n i f H \idsf. St Itst HIJ;Jf kst sk Sfi Pflksi geoloc; i.', k ildk \ ( Jliff IISH ilpript-hei st r cri i ipi \ \ \ -flflfl mi Hp I (intnq 25-±4[]" wfpi H,. lippippr-fi, f o ch--,,,,, ;., f I :: i I r, r I H f t -! i I i y, nkli ru-: n f p I (lp r. i if rc. IHI n-, Ta I p;': ii,. li ih-i- I uk:. t cpt C.cd I i I r pt - tpdn hælclri i rpipu. iiiifliifli \ pd p k..,iæ r [2, n t, DSS, ft C D t k t!!! ' I P I ntsn3 I i t lit U525i n r d c 2 ti \ - r lit \ s 'D t Dt Djk: I s!' I I s vii I JihrsJ. k :n Crie nft JIDD f` I tt I,pr,,, i I.!!! Ilssisre PolnrPro\nrmn. MD(DID cisk fni-pkpuirunr ysmikn L nfm :(\ i t
3 0 2 3 4 5 45. 5, 5 4-55' 45 A p. ' LA?
lo / / / /, / / / / / / / / / I I / / / / I. 0 2 3 4 5 I. / / / / / // / / / / / / // / / / / / / / / / / / / / / / / / / / i -L-- / // / /I /7/ / / / /Il / / / / / / / / / / / /' / / / r / / / / I.
-0-0 0MIMO-- spnaierlt og chk.kuyrit galkna, sphalerlt, ug ena:kulu/rie Galena apinkkkebealag Dlokurf. gaiena, pnalerit ug fiudanat atirer Piaaapatreplackring med dljd. enalkui.jrit Pluaupati,igwenterIng Suifilfurknde kvnrtsfluaaikit-,trer Kunk. pyritlinuer Diss. pyrit Ai,3 t,- f. i - Hi!()P 0,. r
0 00-000 IMMISIffil, Lermineral-uerici t-klorttomdannelse Kvarta-k lorlt-culctomdannelue Prewkreden/moderat t- klori L-ruti-mpa C- omdanneae Lod I Divaeaiinertt uphalurit 37 ' I og chakol,2rit. j ShstLeri t, cn,',.kory rt, cal- 42 cit, ftu.ss st apr.kkebeslag ; Galena 9rm.kkebealag Dissemlneret.yrit 26i C C Fahlb"ind 3 0 0 20 30 4-0 0 20 30,. 32 32 : 24 C 3 38 3 Yy lo6neja ryigil. st : nss : ), 38,>>. 5 its 2 25 25 -\ t.s F I r 3-8 : Sic i fl r omn'i d et nord ror A md i nirtl 0v yr]e o m o eni I i v ty 0,LT hydroulermol orudonnelse. 0,;)
7a I. kvarts-flusspat-calcitårer. Fig. 3-9 giver et indtryk af forholdene ved skjærpet. Myloschisten er meget stærkt opsprækket efter 3 retninger 0/720, 50/75NV og 30/653V. Galena og sphalerit sprækkebeslagene er observeret ved dagbogen (3623) medens den disseminerede sphalerit (36209-0) findes i en 5 m2 stor blotning lige over stejlvæggen på fig. 3-9. De hydrothermale omdannelser har langt større udbredelse end mineraliseringerne (fig. 3-8). Der er en tydelig zonering med lermineraldannelse og fremskreden sericit- -chloritomdannelse centreret i skjærpet medens den moderate sericit-chlorit omdannelse omfatter et større område omkring skjærpet. Mod vest afløsessericit-chlorit omdannelsen af albit-kvarts-chlorit-calcit omdannelse. Mineraliseringer uden for området mellem Minen og Amdal er spredte og af meget lokal udstrækning. Til brug ved tolkning af de geokemiske prøver skal følgende nævnes: 3530-02: Moderat sericit-chlorit omdannet gnejs med pyritimprægnering og flusspatbeslag på sprækkeflader. I polerprøve er observeret enkelte chalkopyritkorn og galena indeslutninger i pyrit. 3534, 36245: Fahlbånd med 2% pyrrhotit indeholdende chalkopyrit og galena indeslutninger. I uren under lille stejlvæg løsblok med flusspatimprægneret sericitiseret gnejs. 35323: Finkornet lamineret mylognejs der afbleges omkring tynde sprækker med limonit pseudomorfoser efter pyrit. Der ses lermineralbelægning på sprækkefladerne. 36233: Fahlbånd med % disseminereti pyrit skæres af tynde (under 4 cm) kvartsårer med pyrit.(2%), chålkopyrit og scheelit (begge som "spor"). 35335: Finkarnet mylognejs skæres af tynd ( mm) muscovitflusspatåre med enkelte scheelit og chalkopyritkorn. 35376: Folieret to glimmer gnejs hvor der på en kvartscalcit belagt sprækkeflade observeres enkelte chalkopyritbeslag ( mm) og spredte pyritterninger (-2 mm).
DSKUSSION AF Pb-Zn MINERALISERNGER\E Hvdrothermale omdannelser. De observerede omdannelsesfænomener stemmer godt overens med lærebogsbeskrivelser af hydrothermale omdannelser (Rose og Burt, 979; Jensen og Bateman, 98) i gr2nitiske bjergarter. Skal de passes ind i den sædvanligt anvendte klassifikation af omdannelser ses lermineralomdannelse af feldspat at være af argillisk tvpe, sericit-chloritomdannelse regnes til fyllisk type, 2bit-kvarts-chlorit-calcit omdannelse er af propylitisk type, medens albit-sericitr -chlorit forkctes til albitisering. Tilsvarende omdannelser er beskrevet i forbindelse med andre mineraliseringer i Uslofeltet Thlen, Trønnes og Vokes, 982). Et overraskende træk ved Mingeområdets cmdannelser er det lave kvartsindhold, idet de kemiske processer, der angi\es i forbindelse med h drothermale ondoonelser irose og Burt, 979; Jensen og Bateman, 98), har 502 som reektionsprodukt. En fork laring kan være, at den fluide fase, der fer afstedkomme t cradannelserne, ner æret endcrmættet med STO2 og derfor har kunnet oplose op berttransportere 5j02. Bearth (94 8) nevner i forbindelse med redionel albltisering af tekteniserede oranitgnejser et fsld i Ejorgactens kvartsindho ld. Omdannelser og minoraliserinost per. Der er en t Jelig rumlig sammenhæng mellem ondannelserne og mineraliseringstperne. Det ses af kortskitserne 3-7 og -8, hvor de disseminerede mineraliseringstyper og sprækkefyldningerne,3) og slirerne findes i områder med den mest vidtgående omdannelse. Sprækkebeslagstpen, der er af ringe lodighed, knyttes sammen mod n ritimprægnering til den moderate sericit-chleritcmdannelse ng albit-kvarts-chlorit-ealcit nmdennelsen i ornradet N for Ardal og til den afblegede gnejs \ed minen. PE-3-02netiskudvikling. Flere af ru:ilmmineralernes sammen oksninger cl er t>dellge indb rdes aldersrelotioner. I t).pe er sphalerit ældst, dh jel ce;\n'kes hf ehl2rh, rom iden er eldre end dn2 ny'it
I. som om\ okser g;-.ena. i t\pe 3 er der orrh.r. lte relationer. h or p\rit sidder oarginalt i sprækkerne, medens ya.lena udfilder den cent.rale del. De diskord2-nte arer tvpe,5 skærer t\pe og er derfor yngre. Inlkning sf sphalerit.-chalkop rit sammenvoksningerne fin proh ehnutiske, som det frerngfr af litteraturen,parridotr, 96(: ;-.inton, 972:.';ggins idet ehslkon\nits oploselighed sphlerit ikke mods\ arer den etlkop\rit. deu ofie se:.; sem inklusisner i sphalnrit Dannelsen sf de mest uhrikop\rit-rige sphaleritkm kan derfor in\cl\ere epita\isk \ækst eller replaef' flbser ationer sorn i firj. 3- {;nt\der, at der unna kan forekomme poikillt iskn indeslutninger af chalkop rj j en \ngre sphalerit. lempnraturforhold. De primære rninerler indeholdeu ikke geologiske termoelue, der ned de E3n endte mptuder kan ghe sikrf, temperatiirtincji elser. PorElgeneSen splerit-gatena-chalkopr it- Hn;.er C 'Hnrelt en nesot.h?rni: mineralisering. Betrsyte;; dn!ndrnt herniale endrtnnele;er nf-tnr Pese on Rtirt 979 sou Met rnorre prornsser. iser pir:jgenesen albit-onrin at mineralfseringen har fundet sted under quonskiferfscies temperolureu. Tilstede\,Ærelsen at blaublethender novellin iser, at replaneringen af galens og cl ilkop rit med co\ellin har fundet sted ved temperaturer undnr 570 :,.oh, 97n flenet iske relationer. I DeF kan srgutenteres for hade flenet isk oprindelse. En snoe rnineriiliseringernes optræden og sul.f.idforende ni\ eager, de tes sum sapropelfacies afiejr disse ni\e.duer set indeholden nhalkopyrit. De optræder kui) forest.ille sig, at der lokalt r2r. \ngenetisk og en Ppinntisk tolkning b ggrr gs forbindelse Ted de grafit [if Lwrimor 966 hetraginger. I Itinge ornradet er de golena sphalerit og som "spor". men man kan kan forekomme strirre kon-
rj,72 I. _ kn inc f-2,("pu int i ripihe I i Fl fl Fri :[: fin I t PcJI: I I orrrt-idet s Ei I rr; ndp I i;p (jp, I f I pup fuldef aser Hmf t mpt :P't pp,p, icfn;it ;{ E' in(jfri "hehring. IFl flriiipi!rir!t :;L: rluni l'prm:i I ipi i ndelse kan hpr)rundp: f I (PPIP :f t Hr`I' i kr.i tning t i ' P I : I ' r-ht,:n.nnes - I. 3.3 b.st e- Ein k u:i.:ine:ht rlfpripr [ur replscerinfli. fluiflfir, t hipippi(pinl IInn,Lri\nL; \okes 969: H;IntlIn I `72 I f Pr:I/ i rubi Frin(I mol) i I i:snr ing af snu i dur undp r "pimpt Jrr,. rlin I II. DI'l iilr.krphie argument tsr fri li\ IIEIi I ri(in I nn I: I I \f,r (IPt:fpr d idet c! P-'i ptda n s n s I. \ I r] fifif fl fl I i i. klint I 'f PriPFrp, tilhp.. t ijflrrflfln i minen I j:;pr rwnufir: drn end denne. Sammen iunpp nind I '.;k ri nl"inr npnpkknr i nersliser inc;pf i (.fet Prtkifinfir.. i Pn,p nkns, 978a spr p,prif''; iflu seringer: L e. D I. Hi t I, '"'iner'3.e'.,r'intlih nt rndnip. der,,,(jup (P(H`r if Inn spflækkemfliflflflfll iiier
Lødighed. Der er ikke udført kemiske analyser af mineral serede prøver. Skøn o\,er lødighed må derfor foretages udfra modal analyser af prøverne (tabel 3-2) og mineroliseringstypernes udbredelse (fig. 3-7 og -8). I minen skal man være opmærksom på, at efter brydningen står kun malmens marginale dele tilbage. Prøverne i tabel 3-2 skal tages med følgende forbehold: ) de er ud algt blandt de bedste mineraliserede faststående prøver; 2) polerprøven vil af hensyn til de mineralogiske undersøgelser ofte omfatte håndstykkets bedst mineraliserede partier. Tabel 3-2 viser, at i mineraliseringstype () er der interessante indhold af sphalerit og chalkopyrit (36207, 3623 og 3628 og i type (3) af galena (36225). Forbeholdene ) og 2) bevirker, at de tahelførte værdier må betragtes som overestimeringer af lødigheden. Sammenholdes dette med fig. 3-7 og -8, der viser, at de forskellige mineraliseringstyper mere forekommer som punktmineraliseringer end som kontinuerte furlab, må det konkluderes, at der ikke i mineområdet og ved skjærpet er økonomisk interessant mineralisering. Når det observerede sammenfald mellem de mest lødice mineraliseringstyper og den mest fremskredne hydrothermale omdannelse sammenhodes med omdannelsernes udbredelse i området, er der ikke basis for at vente flere mineraliseringer af en størrelsesorden som minen. Der kan udmærket ventes lokale mineraliseringer af et omfang som ved lok. 36247 og 36250. I.
(X: I I I n:ini \I i I nrih" nt il \ nd ri rpf! I t t ult t - :! LVF Li ni!), I i t fl i' I\ - I Ii. [I fl ili - t t t I ir i riirfl L(: l;:, r Lurir -Hn Lny! Hnriri!iflflrIn rnr: rk-ndy!, t. Pf'n f Hinr, (In kr fifil i.::::riv-iunn I ;irinp: ;nnn fl Hui.flnIiiIiflflFiriitfH Iinnctflpflcritflu; urri I ' F"nP"n I t KYFinn I II lini t III I I <\ I F` ripi e:. f)c.-. - I nunh nn litt irpfl niitfl ch' l<nr \ (Jr: :, Pnr Hir: t nrnh:(: nr:mip I I IH)(.h: I : mmi -)F nhikf irlil CHI nurn rcrinlrh: innr : nllnit `)(-, r :5 f t Hint il -2" Yr: nyr I f I ii!;! it p rrlint ut, :: ro - I fl H\ :rn ::; ihijornn :-,t rflnd nmcjjnt c;d! \ r"hninifi k\nfltfl.hint!. r p f ny, t I. Hnmn Lrrit Hchf'n lit.ir. :5nni drn r: flmfliflklnr mfl knpnnt I nn f muiintinimpiil fl,hh.flutii:ifni Lp til 2 nu: fied :< riy. Mi(HP:;', uitiiipnirniin pir n
y,.; ', ), 2,; 4N4.4 f - '. 'b te4 4. ;. t!t..4":; ' 4 -.. itttite,` '.44 tits:t -"4 s-ti t fil tif,t, : "." '. i.;.,...,,,.i. kt.??,..,:,. :,*.?,--- ). -4/ d i.m. ii?.;::,,,t;, i, ', =,.. ",.-- '...;,?.4 %:44;. ';'' ;,., :: -4.8 vit? >5. b all t,x r... 4f, ii,;staat r 000-00-00-0 0 =0, c C.) f S C) p,. - 05 (), ti CI C.) C.) ca C) r--i,()) c - Cif) 0 (f) C) (,) I 4 I r 4-4 '7 r ) r : ' tc
, Ii> g,t.. it /4- ' Å 9.,, t ; 2: Ilika %.. -. k.,- a,...r... dik, 3/... $C. ts. i i,.4. e Nvi iifikt!.. e, =, I F-3 3-22, Mo r-rnaiby rw ett rallnitur = II HOL.0-53,92-/4;WrttIVAA 2/70,.5
omdannelsesfænomener i sidestenen, der kan være påvirket I. op til 5 cm væk fra de bredeste årer. Figur 3-20 viser en granat-biotitamfibolit, der skæres af en scheelitførende åre. Omkring åren ses afblegning af amfiboliten. I mikroskop observeres fuldstændig omdannelse af hornblende til aggregater af finkornet biotit, samtidig øges pyrrhotitindholdet til 5% og der forekommer enkelte subhedrale chalkopyrit og anhedrale sphaleritkorn Cbegge 50-00 my). Pyrit vokser på sprækkefladen, hvor den ud i åren har pæne krystalflader, medens der ses fligede og uregelmæssige udlobere ind i sidestenen (fig. 3-2). I. Mineraliseringerne optræder med kun få undtagelser i stejle sprækker orienteret VNV-050. Dette demonstreres tydeligt af fig. 3-22, der er et arealtro plot af normaler til sprækker; hovedsprække retningen er 2/703. Det samme billede tegnes i 2 opmålte vejprofiler (fig. 3-23, -24), hvor \(NV-050 retningen dominerer. Man ser, hvorledes de scheelitførende sprækker samles i sværme adskilt af områder uden sprækker eller med golde sprækker. Der er en tydelig sammenhæng mellem de scheelitforende sprækkers orientering og de 2 forkastninger på Buskebråten. Scheelitførende sprækker observeret i forbindelse med OV- -undersøgelserne er indtegnet på scheelitefordelingskortet I. for vaskeprøver. I.
0 4 I 3 y.s y cit.3 F ILEIJKocrurrisn 0AND 3L, "RNOT-00"TM Schis B4NDEr Olor(r.tlussovi,--6 6JS I Tc, IvRLFTI5K CrNE.3.5 5 PR KE SCNFELITFØRENOE 3Prifir- i<ne KVARTS -FELOSPAr SURE F3LC`i :<
35364. Tcheel ryr: s N/ V c+ A = SUF<HERKONNET (3jok-L"FeeNEJS It,kFtSLiiitT alott-gne.-.5 P<VRRTS -RELosPgri- 3L I R SP'RÆKKE SCEtLFPØflcg SPAÆHK6
4. GESKDITK PSCSFY,KiE F0-2L TT. Den geokemiske prospektering er rettet mod anomaler i det sekunde2re miljd ved indsamling af jordprover og klastisk og organisk materiale fra elvene. Der er arbejdet i subregional, lokal og detail skala. Tabel 2- giver en oversigt over je anvendte metoder og antallet af indsamlede prover. Valget af freni-a småde ved prospekteringen er forotago-ddfra kendskahet til fast2tående mineraliseringer og de toporafske forhold. Fraregnet orr,anisk materiale er alle urdvery- r samlet over tre perioder. Den forste serie af vaske-, sedimentog jordpcver er fra loka-hteter mer' tilknytning t» kendte mineraliserri.nger og tjente som pilotprojekt, såleds at metoden blev testet, og eventuelle apndr'nger af nroceduren kunne 4ndarbejdes i den egentlige indsamling. etoderne er valgt, dels fordi iltteraturen r,iver mange cksempler på, at de med held er anvendt under skandinaviske forbold, dels fordi Dia]m- og Prospekternglaboratoriet (ved Institdt for Alnen OP0'0) har oparbejdet erfaringer med vaske og sejiment ursver fra projekter i SV-Norge og Zst Gronland. Organisk materiale rra elvene indsamiedes under, lndtryk af en stigende vta:t Sver iges Geologike Undersgolse lægger på netop denne prøvebyns. Ved den subregonale 'ndsaml:ng esgtes ";iler ) tungmetalfordelingenover hele området, 2) metallernes tilknytnip.g til bestemte litholdgiske enheder, 3) t'tstedeveere'ee af eventuel stratabunden minereliserng ved indsamling af pad ral'elprer gennem lagser'en. den valgte prvet_ sigtes mod afgrænsning af anomale delområder, enkeltminerali- Seringer kan ikke forventes Tokaliseret nojag»gt. Ten lokalo indsamling gennemit,srtes i 4 naboelve, hvor der var observeret fastståerde gol-br."-dc7,at..ed dc 3, pcot_ projektet viste,at med den anvendt'e prøvetæthed kan enkeltmineraliserin er afgrtnses. TetendeemH:nt a? gennemfortes på marken, der grdnser op Yvl mnen, fer et ce om mineraliserin=en kdnne r.:5j.esud under marken. Vaskeprorammet sigtede ismer mod scheelit, sem et supplement til UV-belysn»n=en, der ef prekt'ske =rn.e kur kanne genremføres langs vejblotnin=er. Jordurver, organsk mater4a7e og sediment pr:/ver er alle rettet mod hydromorf dispersien af Pb, Zn, Tu, Ni og Co fra forvitrende suifidmineraltderi r.
Tabel 4-. Metoder og indsamlede data ved den geokemiske prospektering. Areal ;Prevetæthedl Vaske- Sed. Org. Jordpr. km' ibrøver/m' I pr. pr. mat. Subregional 4,5 3 x x Lokal 0,5 70 x x Detail 0,045 4900 Antal prøver 4 63 x x 37 29 er. Markerne rnelle:e7?-lenog ATdaihvor jordprverne indsamlet. Set fra 2inenElodsyd.
FYSISKE FORHOLD. Jordbundsforhold. Jordbunden på marken mellem ninen og Amdal består af velsorteret materiale med skiftende sandet og leret karakter. Det formodes at være vandtransporteret klastisk materiale aflejret under marine forhold, da området i perioden lige efter sidste istid var havdækket. Omkring Oslo ses marin påvirkning oc til 22o m koten. Under alle omstændicheder kan det ikke være en morænebænk, når det er muligt at indsamie ialt 345 prøver med jordspyd uden at møde problemer med sten eller blokke. Det lerdominerede materiale findes nordlicst på marken mellem minen og nrofil 7o5-703-2(se kort ) og igen oå den sydlige del neden for profillinien 6o39 - Oo97. Der er en Eldende overgang mellem de 2 typer. Afgrænsningen ved de 2 profillinier er skønnet i forbindelse med laboratoriebearbejdningen. Jordprofilet, som det fremstod i borekernerne, er af brunjordstypen i de lerede områder. Det vil sige zverst et mørkt muldlag rigt på organisk materiale ca. 5 cm tykt, herunder folger en jernforvitrende brunfarvet zone ("rødler"), der typsk når ned til ca. 4o cm. Denne zone underlejres af det uforvitrede materiale ("blåler"). Inden for det sandede område er der set eksempler på et mere podsolagtigt crofil med nævnt oripefra: A-horisont i form af muldlacet' A2-horisont med lysegrat, lert-) fattigt blegsand, B---horisontmed gulbrunt til rustfarvet sand. I flere af orofilerne har den uforvitrede C-horisont - e' bere end jordborets maksimale rækkevidde På M. Grænsen B- og C-horisonten varierer mellem o.5 og o.75 m i de fieste profiler. Drainerir-osystemet. De fleste af områdets åse afvandes af elve, der alle udmunder i Glomma. Kun i den nordlige del er reliefet så lille og ovedækket så tykt, at nedbøren hovedsageligt fzres bort son grundvand. I tabel 4-2 cnne:rnes en rkke egenskaber ved elvene r), prøvetagningsstederne. 3a ingen af elvene er navngivet på kortet, betegnes de her ved nummeret på den sedimentprøve, der er indsamlet længst nede ad løbet - eneste undtagelse er 652, hvor der kun var organisk materale. I tabellens første szjle anciver hver blok t elvsystem, hvor der =ørst nævnes hovedizbets -cro begyndende med prøven længst nede ad strømmen; under den
33 Tabel 4-2. Fysiske forhold ved prøvepunkterne i dræneringssystemet. Lokalitet: se tekst. Orden: se tekst. Gradient Vand- Blotnings- Lokalitet Orden føring grad Sediment Indsaml måned 644a 2 5 H L GS 0 642 B B 0 640 B GS 0 6408 R L GS 0-6-43-7 R L GS 0 652 5 R B L 0 64 0 R L L 0 6409 8 R B GS 0 6305 22 H L GS 0 6445 H B GS 05 \ 6446 H B GS 05 6447 H L GS 05 6406 H L GS 0 6448 H B GS 05 6407 H B GS 0 6449 H M LO 05 6404 33 R B B 0 6403 20 R L LO 0 644 R L LO 05 6442 R L GS 05 6400 R L GS 0 6443 R L GS 05 640 R B B 0 6444 R B GS 05 6402 R B LO 0 676 2 0 H B B 05 679 2 H B B 05 68 2 H B B 05 682 2 H B B 05 683 2 H B B.., 05 685 2 H B B 05 687 2 H L LO 05 689 2 H L L 05 690 2 H B GS 05 69 2 H L GS 05 692 2 H B GS 05 693 2 H L GS 05-6-77- S L GS 05 678 S L GS 05 680 S L GS 05 684 S L L 05 686 R M L 05 688 28 R B GS 05 Vandføring: H - hurtigt strømmende, R - rindende, S - stagnerende Elvleje: B - 5-20% blotning, L - mindre end 5% blotning, M - uden blotninger. Sediment: B - bokke, G - grus, S - sand, L - ler/sil 0 - organisk materiale.
Tabel 4-2. Fysiske forhold ved prøvepunkterne i dræneringssystemet. Graient Vand- Lokalitet Orden foring Elv- Dcmin. Indsaml. leje sed. måned 6430 30 R L GS 0 6429 2 6 H L L 0 6434 2 H L L 0-6-4-5 2 S L L 0 6432 8 H B GS 0 6433 0 S L LO 0 6428 2 7 H B B 0-6-427 6 H L GS 0 6426 2 3 R B GS 0 6422 2 S L L 0 6425 33 R 3 GS 0 649 5 R B GS 0 648 R L GS 0 647 3 H L L 0 6423 5 S L L 0 6424 8 R B GG 0 645 3 2 H L GS 0.-644b 2 R L GS 0 646 8 H B GS 0 6420 4 R L L 0 642 H M L 0 Vandføring: H - hurtigt str0=ende, R - rindende, S - stagnerende. Elvleje: B - 5-20% blotning, L - mindre end 5% blotning, - uden blotninger. Sediment: B - blokke, G - grus, S - sand, L - ler/silt O - organisk materiale.
stiplede linie anføres eventuelle sideelve begyndende med sideelven længst nede ad hovedløbet. Elvsystemerne opreg;nesi den orden)de optræder på kortet taget fra øst mod vest. På kortbilagene ses flere elve at stoppe tilsyneladende umotiveret, hvilket skyldes, at de videreføres gennem drænerør. De fleste elve er klassificeret som værende af første eller anden orden, forstået således at første ordens elve er uden sidelob, anden ordens el.vefremkommer ved sammenløb af 2 første ordens elve etc. Det kuperede terræn med mange stejlvægge giver elvene en god gradient, der for de flestes vedkommende ligger mellem lo og 2o %. Elven har et jævnt fald langs hele sit forløb, hvis der i søjle 3 kun er angivet en værdi ved nederste prøvelokalitet. Optræder der markante knækpunkter, anføres den nye værdi vpd nærmeste prøvelokalitet neden for knækket. Sideelve har samme gradient som hovedløbet, medmindre andet er angivet. I de 2 store elve,der afvander Minge og Kudalen)er der god vandføring hele året, medens de øvrige har stagnerende eller slet ingen vandføring i tørre sommermåneder. Enkelte af de mindre eive er kun aktive i forbindelse med snesmeltningen og iængerevarende regnperioder. Søjle 4 giver vandføringen som observeret på indsamlingstidspunktet. Der er anvendt en noget subjektiv inddeling efter følgende kriterier: god vandføring - man kan umiddelbart finde et sted at vaske prøven, rindende vand man ma selv konstruere et vaskested ved opdæmning af elven, stagnerende - fugtig bund og spredte pytter i elvlejet. Der er ikke indsamletihelt udtorrede elve. Elvene har -anskeovervejende deres leje i løse aflejringer med en varierende mængde fast fjeld blottet, kun på stejle sider kan man over korte strækninger se elven løbe direkte på fjeldet. På markerne melem åsene og i tørvemoser inden for åsene er blotninger 5 elvene sjældne. I søjle 5 anføres elvlejets art med hovedvægt på blotningsgraden ved opdeling mark og-mosestræknknger uden blotninger, løse aflejringer med op til 5 % blotning og løse aflejringer med over 5 % blotninger - i pråksis under 2o %. Den dominerende sedimenttype i elvlejet kan aflæses i sojle 6, hvor der skelnes mellem blokke, grus-sand, ler-silt, organisk materiale i sedimentet angives med "0". Søjle 7 med indsamlingsmåned afspejler, at prospekteringskurserne i -77 og -79 blev afholdt i maj, medens forfatterens egen indsamling er foretaget i oktober.
FELT OC IABOT.Y"9.:In7 I. I. I. Indsamlinz af ierånrøver. Jordprøverne er indsamlet langs profillinier tværs over marken. Basisliniens nulpunkt ligger ved SO-hjornet af minens affaldsbunke 49,55 m fra ladens S0-hjorne målt i retningen 75045' Basisliniens retning er 5o 5', og profillinierne er udstukket vilikelretpå denne. Inden for den enkelte urofillinie er der taget prcver med lo m's mellemrum, medens afstanden mellem de enkelte profillinier varierer mellem lo og 30 m. Ved alle provepunkterne o fordelingskortene er der til prøvetagninzen anvendt jordbor. Det er udformet som en hul metalcylinder, der er åben i den ene ende oz forsynet med ot hoved i den anden ende, hvor der kan monteres et tværitreb.i blød bund kan boret presses ned til den ønskede dybde, medens det i tør bund må hamres ned. Når boret er drevet ned,-drejes det et par gange for at løsne proven og traakkesderoa 00. På den nederste meter cr cylindorvmggen slidset op og forsynet meå en decimeterskala, således at man direkte kan udtage materiale af borekernen fra den ønskede dybele.prøven opbevaredes plasticpose. Inden neasteprøve tages)renses det øvrige materiale ud, og boret tøres af. Ved punkterne Lool 6o88 er dpr udtaget materiale fra 5o - 70 cm under terrm.n,vedpunkterne 6o89-64, 6606-669 og 7o(f - 7055 er materiatet fra 6o - 8o cm unåer ter= undtagen ved følgendo psakter, hver jordlaget var så t )at boret ramte ned i det faste fjela: 6o93(2o - 3o cm), 6095(50-70 cm), 6o(3o - 70 cm), 6 (40-6o cm), 629(40-60 cm), 63(40-6o cn), 63953-70 cm), 6600(30-50 cm), 66c7(40-60 cm), 660S(50-70 cm), 665(50-7o cm), 669(30-5o cm). Laboratoriennderscrelser af 'order(5ver. I. Følgende laboratoriebearbejdninz.er udført: tørring, sig oulukning og analyse for Pb, Zn, Cu, og Co. Prøverne er tørret i varmeskab i provoposerne. 9er brmgtes en temperatur nå4o0, ved højere temperaturer n=dele de lerrize og måtte stødes i morter inden sigtnircon. Den tøn-ede p8;v= er i rysteanoarat sig`,et,-;.ennem sig:termed maskevidder på 25o og 75 my. Fraktienen over 25o my er kaetet bort. tioner/under 75 my er lo ml taget fra til brug ved ana:ysen, resten er sammen mcd 75-25o my fraktic hmldt tlibage i pr.-;veposen og gemt, hvis der skulle blive br-jjfor mere materia'e.
I. I. I. I Til oplukningener brugt følgende reagenser: a) % ascorbinsyre fremstillet ved blanding af del ascorbinsyrepulver (analyserent) med loo dele ionbyttet vand, b) 3o analyseren hydrogenderoxid. a og b blandes til en mixtur bestående ar 2 dele hydrogenueroxid til 5 dele ascorbinsyre. Oplukningen foretages ved i et 25 ml centrifugeglas kalibreret til lo ml at afveje o,2 g på analysevægt og derpå tilsætte 7 ml af mixturen. Analysen henstår i 8 timer under lejlighedsvise omrystninger. Derpå fortyndes til lo ml mærket med ionbyttet vand, centrifugeres i 5 min, og dekanteres over i et rent reagensglas. Her tilsættes yderligere 5 ml ionbyttet vand, således at man får 5 ml stamopløsning med en fortyndingsfaktor på 75x. Metalindholdet er målt ved atomabsorption (AAS) Då et Perkin - Elmer instrument af typen 46o forsynet med digitaludlisning. Indstilling og betjening er foregået i overensstemmelse med fabrikkens brugervejledning. Instrumentet er kalibreret ved indlæsning af standardopløsninger fremstillet ved fortynding med ionbyttet vand af l000 ppm opløsninger for Pb, Zn og Co og 5oo ppm for Ni og Co. Til Pb, Zn og Cu er benyttet standarder med, 5 og 0 Dpm, til Ni og Co og 5 ppm. Nulstilling er foretaget med ionbyttet vand, Standarder fremstilledes frisk hver analysedag og oubevaredes i køleskab?indtil målingerne påbegyndtes. Til indlæsning af standarder brugtes en integrationstid på lo sek., medens der ved analyserne integreredes over 3 sek. Analyseresultaterne blev udlæst med 2 decimaler. Standarder indlæstes rutinemæssigt efter hver 5. måling, men i situationer med nulpunktsvandring eller meget "støj" var det nødvendigt med hyppigere indlæsning. Inden der fortsattes med prøverne,foretoges kontrolmåling Då standardopløsningen. Målingen uå den enkelte prøve er gentaget, indtil der 3 gange i træk er udlæst værdier, hvor der kun er afvizrelser på 2. decimal. De 2 følgende målinger er noteret ned, sg deres gennemsnft er anvendt ved beregningen af Drøvens metalindhold. Med 5 enslydende eller tætliggende målinger sikres, at analysen er udført med god præcision. I Draksis forekom der sjældent aivigelser på over o.o4 ppm. Når stamopløsningen havde højere metalindhold end standarderne, blev der med målepipette udtaget 2 ml og fortyndet med kendt mængde ionbyttet P7:(mfil n ( ji
ag vand, indtil koncentrationen kom ned i det ønskede område. Den nye fortyndingsfoktor noteredes. Indsamlin af vaskeurøver. I. I. På hvert prøvested er der indsamlet lo materiale - så vldt muligt i fraktionen groft sand - fint grus. Der er lagt vægt på at finde aktivt sediment ude i elven, hvor åer i forbindelse med strømlæ sker en naturlig opkoncentrerin,7,af tungmineraler. Typiske strømlæ har været bag læsiden af store sten og grusbanker, under små vandfald eller ved knækpunkter, hvor elven skifter fra høj til lav gradient, og vandet dermed mister transportevne. Når den ønskede fraktion ikke var til stede, er som erstatning brugt den grovere grusfraktion, da denne erfaringsmæssigt har vast sig at indeholde flere tungsandskorn end materiale domineret af ler og silt (H. Urban, mundtlig meddelelse). På lokaliteter med meget ringe mængde klastisk materiale er der om muligt indsamlet ned til 5. Som alternativ metode er anvendt bestenmelse af tungmineralindholdet i sedimentprøven (se dette afsnit). Ved sigtning af materialet er anvendt en køkkensigte med nylonnet, der har maskevidde på ca. mm. Materialet over mm er gennemset for mineraliserede bjergartsfragmenter og derpå bortkastet. aesten er vasket i en pande af bateatype. For ikke at miste interessante tungn - neraler blev vaskningen stoppet, når granaterne begyndte at vaskes med ud. Koncentratet er i felten undersøgt for scheelit ved UV-belysning under sort klæde og derpå hældt i plasticflaske, hvor det opbevaredes indtil laboratoriebearbejdningen. Laboratorieunderso=elser af vaskeorover. I. Følgende laboratoriebearbejdning er foretaget: tørring i varmeskab, tælling af scheelitkorn, magnetseparation, tungvæskeseparation, fremstilling af mikroskoppræparat. Prøven er tørret ved loo. Scheelitkornene er talt i mørkekammer under kortbølget UV-lys.Der er draget omsorg for at tælle prøven i så små portioner, at de andre korn ikke har kunnet skygge for scheelitkornene. Da scheelit har en veludviklet spaltelighed, er tællingen lazt tidligt i arbejdsgangen for ikke at medregne eventuelle spaltestykker, der især kan tænkes at komme fra den noget hårdhændede magnetseparation. Magnetseparatonen er 9oretaget med en Wilke h,;nr4mr,rnet, hy4s
feltstyrke varieres ved, at magnetens afstand til prøven trinløst kan ændres fra o - 5 mm ( Bentz og Martini, 968). Prøven er opdelt i en stærkt magnetisk (afstand over lo mm), en svagt magnetisk (afstand lo - 2 mm) og en umagnetisk fraktion (afstand under 2 mm). På denne måde skilles magnetit fra ilmenit og disse to fra den øvrige tungfraktion. Den umagnetiske fraktion er tungvæskesepareret med bromoform ( d = 2,82 g/cm3) for at fjerne de lette bjergartsdannende mineraler. Til de mineralogiske undersøgelser er der fremstillet polerprøver af den umagnetiske og den svagt magnetiske fraktion i araldit (n =,54). Indsamling af sediment røver. I. I. I. Sediment,trøver er indsamlet i forbindelse med alle vaskeprøver samt på yderligere et antal lokaliteter. Det udvalgte materiale er aktivt sedinent i ler - silt fraktonen med højest prioritet til silt. Prøven er i alle tilfelde taget under vandspejlet,men uden specielt hensyn til strømlæ. For bedst at sikre en repræsentativ prøve er materialet indsamlet fra 3-5 steder over en strækning på ca. 5 m. I projektets første del valgtes i overensstemmelse med sædvanlig praksis en materialenængde på o,2 - o,4 dl. Da det blev klart at scheelitindholdet i sedimentprøverne også måtte undersøges, øgedes mængden til o,3-0,5 I, hvilket er i god harmoni med den mængde sand, GGU anvendte ved de regionale tungnineralundersøgelser Fiskenæsområdet (Kalsbeek et al 974). Materialet opbevaredes i plasticpose indtil laboratorieundersøgelserne. Laborator'eundersorelser af sedimentnrøver. Prøverne er tørret, sigtet og anaryseret på samme måde som jordproverne med følgende tilføjelse: Fraktionen 75-25o my er vasket i pande,men kun let for at-fjerne resterende ler uden samtidig at miste de mest finkornede tungnineraler. Prøven er derefter tørret og undersogt for scheelitkorn på samme måde som vaskeprøverne. Da volumen af denne fraktion er under lo ml, gv det ikke væsentlige gcner ved schcelit tællingen, at proven stadig indeholdt de fleste lette korn.
Indsamlinoraf organisk materiale. Dødt organisk materiale er indsamlet ved alle vaske- og sedimentprøvelokaliteter og på en enkelt lokalitet helt uden klastisk materiale. Materialet er i alle tilfælde indsamlet ude i elven under vandspejlet og bestod af blade, urter, græs og mos i fremskreden grad af omdannelse. Materialet er indsamlet 2-3 steder rå lokaliteten, til der var en "lille håndfuld". Det uundgåelige indhold af mineralske partkler nedbragtes ved skylning i elven, hvorefter srøven pressedes sammen i hånden for at fjerne så meget vand scm muligt, inden den blev lagt i plasticsose indtil laboratorieundersøgelserne. Laboratorieunderso=elser af organisk materale. Der er udfort fol=ende laboratoriebearbejdning: tørring, foraskning, oslukning og analyse med AAS. Prøverne er i prøveroserne tørret i varmeskab ved 00 straks efter feltarbejdets afslutning for at hindre forrådnelse. Efter vejning er den tørrede prøve anbragt i en porcelainsskål og forasket ved 45o i brug ved beregning af glødetabet ovn. Asken er vejet ti (LOI) og derefter homegeniseret i en morter. Til analysen afvejes o,l g i centrifugeglaspåanalysevægt,5mlfltilsættes og analysen rys- ) tes i time i rysteapparat. Derefter tilsættes lo ml ionbyttet vand og analysen sentrifu:reres,dekanteres, og måles på AAS for Pb, Zn, Cu, Ni og Co som beskrevet under jordprdver.
RESULTATER. I dette afsnit præsenteres resultaterne af de kemiske analyser og de mineralogiske undersøgelser. <åle og tælleresultater for den enkelte prøve gives i tabelform. Til beskrivelse af de forskellige datasæt er der beregnet stathstidke parametre og konstrueret grafiske afbildninger. Korrelationsforhold belyses grafisk og ved beregninger. Den rumllge sammenhæng illustreres ved fordelingskortene. Beregninger. Den grafiske fremstilling er foretaget efter Lepeltier (969) og omfatter histogrammer og frekvensfordelingskurver (kummulative) på sandsynlighedspapir. De sidste bruges som test på normalitet, til at vise,om fordelingen er skæv,og om der er sammenbanding af flere populationer. Som sædvanligt ved spormetalundersogelser er der hovedsageligt arbejdet med logaritmiske værdier. Fastlæggelse af baggrunds(b)- og tærskelværdier(t) er sket grafisk, hvor prøvetallet (N) er skønnet tilstrækkelist -Y statistisk bearbejdning (N over 4o), og hvor frekvensfordelingskurven har et veldefineret forløb. Ved sedimenturoverne er desuden udnyttet, at man fra piloturojektet ved, hvilket metalindhold der er målt i prøven udfor den kendte mineralisering. For Pb og Zn er denne værdi ur definition bestemt til at ligge over tærskelværdi. I de tilfælde hvor der kun foreligger et begrænset antal prøver, er der benyttet en frem=angsmåde inspil-eretaf Hawkes og Webb(962, fig. 2.8). Her er prøverne,efter udelukkese af eventuelle extremværdier,ordnet efter stigende analyseværdi. Derefter beregnes hvor mange prover, der svarer til 5 % og 6 % af 0opulationen. b fastlægges nu, så de 6 % af prøverne, der har højest analyseværdi, ligger oier b. t lægges således, at de 5 % af prøverne med de højeste værdier licrgerover t. b og t kan flyttes et trin oe eller ned i søjlen, hvis det skonnes at give en mere naturlig gruupering. Til beregning af de statistiske oarametre er der anvendt en Texas Instruments lommeggner type -5-. Beregnings-
formlerne anføres i brugervejedningen (978). Her skal fremhæves at, standardafvigelsen, s, som normalt ved stikprøveundersøgelser, er beregnet med N - vægtning, medens variansen beregnes med N - vægtning. Korrelationskoefficenten,r (Pearsons r), beregnes udfra variansen og regressionskoef=icienten, a. Det her anvendte a fremkommer ved regression af y pa x ved mindste kvadraters metode (andre metoder kan.7ive regressionslinien en lidt anden hældning oz dermed en ændret værdi af a). Jordcrøver. I Pb: Analyseresultaterne fremgar af tabel 4-3 sammen med resultatet af dithizonmalingerne i feltendesuden er i søjle EHM udregnet summen af Pb+ZnI-Oufra laboratoriemålngerne til brug ved sammenligning mellem felt og laboratorie-undersøgelser. Fordelingen af Pb værdierne ses i fig. 4-2 hvor det fremgår af kurvens forøb, at der optræder 2 tilnærmet lognormalt fordelte populationer. Den største omfatter godt 85 % af prøverne og har en homogen sammensætning ned til det første knækpunkt ved 3 % fraktilen. Her giver en overvægt ar høje værdier i forhold til den lognormale fordeling kurven en mindre hældning, idet værdier fra den andencopulation begynder at zøre sig gældende. Ved 5 % fraktilen knækker kurven igen til en stejlere hældning og repræsenterer herfra en population bestående af orøverne med de højeste analyseværdier. Det samme bilede tegnes af histogrammet, der viser en positivt skæv fordelin6 med en hale i retning mod de høje værdier. I de sidste 4 intervaller ses populationen med de høje værdier som en selvstændig lille toc. - Udfra kurven aflæses medianen til 5 opm, og da copulationen med de høje værdier kun udgør 5 % af datasættet, kan denne værdi tages som et rimeligt udtryk for den centrale tendens i den store population. Bai-grundsværdien fastiæ=ges ved det første knækpunkt (45 upm). Analyseværdier lavere end b antages at være udtryk for den normale variation inden for provetæ;,-,ingsomradetog derfor uden prospekteringsmæssi= interesse. Tærskelværdien fastiægges tilsvarende ved det andet 3!r d o cl_t»tc 7 7 cttyr ae, (46)i
C> Tabel 4-3. Analyser af jordprøver. Prøve nr. Pb (ppm) Zn (PPm) Cu (PPm) Co (Plom) Ni (PPm) I. I. I. 600 6002 6003 6004 6005 6006 6007 6008 6009 600 60 602 603 604 605 606 607 608 609 6020 602 6022 6023 6024 6025 6026 6027 6028 6029 6030 603 6032 6033 6034 6035 6036 6037 6038 6039 6040 604 6042 6043 6044 6045 6046 6047 6048 6049 6050 47 48 63 2 6 0 27 8 59 8 453 0 35 47 9 284 4 56 4 30 7 42 9 38 24 32 20 33 9 67 9 63 39 46 2 20 53 77 9 53 0 40 32 4 6 64 8 29 2 40 5 43 8 49 5 52 3 606 2 37 5 50 2 45 48 5 58 3 47 2 58 3 40 7 876 20 66 20 47 6 33 2 77 59 2 68 23 45 28 43 5 645 33 2 43 25 66 32 0 30 5 2 6 46 30 25 27 3 8 8 8 39 26 9 6 7 8 8 30 23 6 9 8 4 27 38 20 25 39 25 24 24 28 6 23 33 22 2 2 5 23 30 5 3 5 3 5 8 36 8 8 2 5 7 3 2 4 3 3 5 4 4 5 5 3 2 4 6 5 4 2 2 6 4 4 5 7 4 4 3 3 3 4 4 5 2 4 4 4 6 2 4 4 3 4 8 3 5 4 4 3 5 3 5 3 3 5 5 4 5 5 3 4 4 5 3 5 4 4 2 4 2 5 4 3 3 4 5 4 5 5 4 4 4 3 2 2 2 4 5-9
Tabel 4-3. Analyser af jordprøver. Prøve nr. Pb Zn (pprn) (ppm) Cu (ppm) Co (PPrn) Ni (pprn) 605 62 60 35 7 4 6052 23 65 75 4 5 6053 8 35 4 8 6 6054 6 52 39 3 4 6055 2 59 3 4 6 6056 3 45 7 3 2 6057 73 69 36 3 3 6058 8 52 7 8 8 6059 8 40 8 4 5 6060 5 66 60 4 2 606 6 47 4 2 3 6062 8 8 4 5 5 6063 28 72 57 5 5 6064 44 60 49 5 5 6065 24 5 44 2 4 6066 3 47 25 9 3 6067 9 52 26 5 2 6068 76 58 24 2 7 6069 56 56 29 5 6 6070 8 47 29 5 9 607 40 28 5 5 6072 7 26 7 4 3 6073 8 46 39 5 4 6074 8 33 24 6 3 6075 8 32 9 3 6076 45 7 24 3 5 6077 27 66 30 5 7 6078 5 42 23 4 4 6079 8 3 25 5 5 6080 6 46 24 5 3 608 9 36 25 5 6082 6 35 9 3 3 6083 8 26 8 3 6084 3 9 4 4 6085 9 6 22 4 3 6086 49 29 8 8 6087 9 4 27 2 8 6088 7 42 29 5 5 6089 9 47 7 2 2 6090 9 43 29 5 609 8 39 6 4 5 6092 3 29 8 3 6093 7 27 6 < 3 6094 29 4 8 4 6095 G 7 8 6 3 6096 7 37 4 8 2 6097 8 27 23 5 2 6098 4 309 32 3 3 6099 2 72 25 2 2 600 2 6 2 4 4
I Aralyser Tabel 9-3. af Prøve nr. jordprøver. Pb (ppm) Zn (ppm) Cu (pprn) Co (PPrn) Ni (Ppra) 60 07 4 2 3 602 6 94 4 < 4 603 8 62 22 8 604 9 45 6 4 6 605 0 6 7 3 7 606 8 29 23 2 3 607 8 4 29 2 5 608 0 02 2 5 609 3 57 6 2 3 60 24 44 35 < 4 6 28 878 33 < 7 4 62 2 55 23 63 8 38 7 5 64 8 79 2 3 65 86 29 2 3 66 677 89 67 4 5 5 67 333 52 34 3 68 558 67 38 2 4 69 59 08 26 2 4 620 3 35 9 2 3 62 9 54 8 2 2 622 48 47 20 < 3 623 8 249 8 2 4 624 8 56 26 5 625 9 38 9 5 626 3 35 5 8 3 627 4 63 5 3 2 628 4 5 39 2 2 629 9 25 7 < 2 630 7 50 9 2 3 63 20 87 20 3 2 632 2 50 5 < 633 9 0 2 2 634 8 89 8 < 0 635 9 3 4 2 5 636 0 38 6 2 637 0 37 27 6 638 9 3 4 4 639 35 9 4 640 8 43 25 2 64 9 27 20 2
Tabel 4-3. Analyser af jordprøv'er. I Prøve Pb nr. (Pipm) Zn (PPm) Cu (Ppm) EHM (PIDm) CxKM (m) 700 402 53 5 47 > 44 7002 08 99 43 250 >>5 7003 26 40 23 89 6 7004 8 35 25 78 5 7005 < 3 20 29 49 3 7006 < 3 2 28 49 5 7007 54 20 40 4 6 7008 276 25 39 340 30 7009 72 247 29 348 37 700 960 92 4 093 45 70 020 9 64 75 45 702 492 43 4 576 45 703 30 27 24 8 3 704 40 32 36 08 7 705 24 29 29 82 706 30 28 29 87 707 48 20 0 78 9 708 08 37 3 76 6 709 48 22 4 84 8 7020 02 26 28 56 2 702 36 22 8 76 8 7022 8 45 26 89 5 7023 504 54 4 599 2 7024 246 38 34 38 4 7025 78 37 3 46 20 7026 8 23 9 60 3 7027 2 23 25 60 3 7028 6 9 6 4 3 7029 6 43 28 77 3 7030 2 47 32 9 3 703 42 22 28 92 5 7032 54 26 32 2 5 7033 42 36 40 8 3 7034 48 25 26 99 3 7035 54 22 26 02 4 7036 6 9 9 44 3 7037 2 3 9 44 3 7038 < 3 6 6 32 3 7039 6 2 4 68 7040 2 3 32 75 4 704 6 25 2 52 7 7042 08 36 40 84 6 7043 < 3 28 55 83 3 7044 < 3 49 5 64 3 7045 < 3 9 39 58 3
Tabel 4-3. Analyser af jordprøver. Prøve nr. Pb Zn (pipm) (I)Pm) Cu (ppm) ZHM (Pprn) Cx4 (m) 7046 < 3 3 2 34 3 7047 60 4 4 88 4 7048 48 7 28 93 3 7049 30 5 0 55 4 7050 48 32 22 02 8 705 < 3 23 27 50 5 7052 < 3 9 9 38 3 7053 6 3 59 96 7 7054 6 9 4 29 3 7055 6 9 34 59 3 7056 2 56 2 80 3 7057 2 34 8 27 3 7058 < 3 6 9 5 3 Tabel 4-3. Analyser af jordprøver. PrØve nr. Pb Zn (ppra) (ppn) Cu (Pprn) Co (pprn) Ni (ppm) 6600 55 6 25 < 660 74 62 35 2 6602 7 37 5 6603 9 72 25 4 6604 47 44 26 20 c, 6605 0 84 38 6 6606 23 260 37 8 2 6607 3 48 22 2 < 6608 2 79 20 4 < 6609 8 89 9 5 660 8 39 2 66 45 36 8 662 7 34 22 0 663 0 34 23 < 664 349 79 54 6 665 29 228 68 8 4 666 34 09 29 8 4 667 39 49 9 6 668 7 62 22 < 669 49 659 54 <
I. 99 FL L,t - 9a: e I. rr : : t r-l I. H-3. Jo I L'0 -- I nt- 9fr - 0,
I. I. I. knækpankt (275 ppm) og tages som den nedre grænse for prøver, der tilhører en anomal pobulation. De beregnede statistiske parametre er anført i tabel 4-4 sammen med de grafisk bestemte værdier. Overvægton a= analyseværdier afsrejles i den aritmetiske middelværdi (X), der er på 5 ppm, medens medianen er på 5 rpm. Standardafvitelsen,(s),på 28 WOM viser den store suredn'ng. T;-[ sammenligning med de grafisk bestemte b og t anføres je t'lsvarende aritmetiske værdier, der ofte fastsættes til henholdsvis x + s (= 79 ppm) og x + 2s (= 307 ppm). Fordclingskortet viser, at proverne afgrænser 2 anomale områder. Det storste - både med hensyn til udstrækning og analyseværdier - ligger j markens nordlige del. Pormen er som en uregelmæssig kile med længdeakse N - S og den brede del on mod niner o- affaldsburikon, medens en srjdee ende nt.ster når vejen. Prøverne over t ligger som et smalt bælte i kilens vestside, hvor de raakker fra affaldsbunken 2a. 6o m mod syd. Det andet område er det sydlige markafsnit, inden for hvilket der ses 3 mindro anomalier, hvoraf de 2 har nrøver over t. Begge disses udstrækning er 0N0 - VSV. De når begge ud til skovbrynet kan 'kke e -rænses mod vest. od ost når len sydlige 40 m ind på marken og den nordlige 5 m. Den 3. anoman ses som 4 urøver over b langs vejen, hvor jen drejer ou mod Amdal. På den øvrige del af marken optræder der enkelte prøver over b. Zn: Analyseresaltaterne frem=år af tabel 4-3. Pordeljngen af Zn-værdierneves i figur 4-3. Det fremgår af kurvens forløb, at de folger samme monster som Pb-værl'erne mcd en stor lognormalt fordelt ropulation ar urøver mcd lave analyseværder og on ille orså t"ln-ormet lognorme't fordelt uoralation af prøver med høje værdicr. Medianen på 45 ppm tares som et rimeligt ajtrvk 'or jen 2entr,--0tendens i den store population, der omfatter godt 85 % af rrøverne. Det første knækpunkt vol 4 % fraktjlen (80 ppm) tages som b, og t fastlægges fastlægges tilsvarende som det andet knækrunkt ved 2,5 % fraktilen (525 ppin). Histogrammet v'ser den u0s't'vt skæve 'ordeling, hvor de hoje værdier danner en lille selvstmnd'g tou i de 4 s'dste 'ntervaller.
I. M -.27 2. I " r I. S-DP I. '?P 6c, /
I. I. I. I De beregnede statistiske.parametre i tabel 4-4 præges af den skæve fordeling. Det ses både i x på 8o ppm i modsætning til medianen på 45 npm og i den store spredning, som s på 56 ppm er udtryk for. Til sammenligning med b og t er de tilsvarende aritmetiske værdier anført. Fordelingskortet viser 2 områder med velafgrænsede anomaller. Nordligst i marken op mod affaldsbunken ses en lille trekantet anomali med 4 prøver over b. På den sydlige del af marken er der flere mindre anomalier. Den arealmæssigt største ligger i det lille markafsnit som et rektangel langs skovbrynet fra vejen ca 55 m mod syd, den største bredde er på 25 m. Anomalien er åben mod vest, da de yderste punkter i profilerne er anomale. Midt på markafsnittet ses en kølleformet anomali 3o m lang med udstrækning øst - vest. Begge anomalier har analyseværdier mellem b og t. I det lille sumpede område, elven danner syd for vejen, ses 2 prøver over b og over t. øst for vejgaflen, hvor stien forbi skjærpet drejer fra, er der en bueformet anomali med åbningen mod øst af prøver over b. Den sydlige gren støder op mod den lille høj med skjærpet, og den nordlige gren når ud til skovbrynet. På marken mellem de anomale områder er der et antal prover over b og t. 3e ligger for spredt til at definere anomalier, men der er en generel tendens til, at de findes i profilernes vestlige prøver langs vejen. Cu: Analyseresultaterne fremgår af tabel 4-3. Fordelgngen af Cu- værdiern= vises g ses ot r=tlin=4- rorløb ned til 8 % fraktilen, hvor et knæk til en lidt mindre hældr»ng angiver, =t don ellors n==t=n per==kt lognorm== fordeling har en lille overvægt af høje værdier. Penne positive skævhed er for ringe til a-toræge histogrammet, der har et udseende typgsk for en -ragnor,alt =drdolt populat»on. Medianen - som udtryk for den centrale tendens - aflæses til 25 ppm. Da der kun er en lille afvigelse fra den lornormdl= fordelinr, fastlærres b og t som for en enkelt lognormalt fordelt population. Til dette brug forlænges hovedgrenen af den kumulative kurve gennem knækpunktet (den stiplede linie på figur -4), således at Cu-værdierne repræsenteres af en enkeltretlinie.dfradenneafiæsesbsomskærinrme 6 % fraktilen (35 pcm) og t som skærgng mop 2.5 % fr=ktj=n (^o
`- Af de beregnede statistiske parametre i tabel 4-4 ses, at medianen og middelværdien er næsten sammenfaldende, og at standardafvigelsen har en relativt begrænset størrelse på 4 ppm. Dette udtrykker en meresymmetriskfordeling end ved Pb og Zn. I overensstemmelse hermed er der et rimeligt sammenfald mellem de beregnede og grafisk bestemte b og t. Fordelingskortet viser spredte anomalier ned gennem hele marken. Op til affaldsbunken ses 2, hvoraf den største har en langstrakt nord - syd orienteret form, der kan følges over 3 profillinier. Den anden har et trekantet omrids og omfatter kun 3 prøver. På nær en prøve består begge anomalier af prøver mellem b og t. Lige syd for disse li=ger den tredie anomali, der også har en nord - syd længdeudstrækning over 4 profiler. 4 prøver over t samles i anomaliens sydlige del. 2 mindre uregelmæssige ligger længere nede på marken lidt nord for blotningen. På det lille markafsnit ses 2 anomale områder. Det mindste på 4 prøver over b omfatter den lille sump omkring elven. Det andet ligger langs skovbrynet fra vejen ca. 5o m mod syd, hvor der sendes en arm mod øst. Den drejer 2o m inde på marken igen mod syd. 2 af prøverne langs skovbrynet ligger over t. Som det ses på kortet afgrænses anomalien ikke mod vest. Ni og Co: Et gennemsyn af analyseværdierne i tabel 4-3 viser for begge grundstoffer en meget lille suredning og ingen umiddelbar systematik for de høje værdier. Da der il:keetegn på anomale forhold, er der ikke gennemført statistisk bearbejdning. CxHM: Analyseværdierne fremgår af tabel 4-3, og de beregnede statistiske parametre er anført i tabel 4-4. Ved bere=ningen er kun anvendt de prøver, hvor_der er målt mere end 4 ml. I figur 4-6 ses at CxHM-værdierne på 3 og 4 ml dækker et interval fra 5-38 ppm.i de tilsvarende EKM-angivelser - dette tages som udtryk for, at man ved disse prøver har været uden for dithizontestens følsomhedsområde. Middelværdien er beregnet til 7 ml, og med en standardafvlgelse uå 3 ml er der en ret stor suredning med skævhed mod de høje værdier.
I. Tabel 4-4. Statistiske parametre for jordprøver. Pb Zn Cu Co Ni CxHM ZHM PPm PPm PPm PPm ppm ml PPm I. I. N 29 29 29 6 6 30 58 min 3 6 8 2 5 5 max 020 645 5 20 4 45 75 _ x 5 80 27 - - 7 C50 5 45 25 - s 28 56 4 - - 3 _ x + s 79 236 4 - - 30 _ x + 2 s 307 392 55 - - 43 - b 45 80 35 - - t 275 525 60 - - CxHM: kold ekstraktion; EHM: Pb + Zn + Cu; N: antal prøver; x: aritmetisk middelværdi; C50: median; s: standardafvigelse; b: grafisk baggrundsværdi; t: grafisk tærskelværdi; se iøvrigt beskrivelse i teksten. Tabel 4-5. Korrelationsmatrix for jordprøver. - Pb Zn Pb) CxHM CxHM) Pb x x x x x Zn 0,02 x x x x Cu 0,30 0,0 x x x C) u x x 0,27 x x LHM x x x 0,83 x EHM) x x x x 0,76 ) bcregnet for de logaritmiske værdier.
I. I. I I Korrelationsforhold. Der er udarbejdet scatterplots over følgende fornotd: Pb - Zn, Pb - Cu, Cu - Zn og ZED.- CxKM på dobbelt logar'tmisk papir. Den logaritmiske skala er valgt på grund af den store spredning, og fordi pomulationerne kan beskrives ved modificerede logaritmiske fordelinger.?b - Zn og Cu - Zn havde meget uregelmæssige punktskyer uden tegn på korrelation. Specielt bemærkede man, at der i de 2 diagrammer ikke var prøver, hvor indhodet af begge metaller samtidig overskred tærskelværdien. Pb - Cu viser en mere udtalt korrelation, som det fremgår af figur 4-5. Punkterne samles inden for en pæreformet sky, hvis spidse ende peger mod prøver med stort indhold af begge metaller. 3 af prøverne ligger over tærskelværd'en for begge metaller. 3er er således tale om en positiv korrelation, hvor skyens læriz7deakseantyder =n retlinet sammenhæng. Korrelationsforholdene for ZKM - CxKM vises i figur 4-6. I henhold til redegørelsen ovenfor bruges kun prøver med CxF. over 4 ml. Det ses, hvorledes Dunkterne samles inden for en langstrakt elinse, hvis hovedakse viser, at der er en tydelig positiv korrelat'on mellem HYiog De beregnede korrelationskoefficienter anføres i tabel 4-5. For Pb - Zn og Cu - Zn hvor der ikke var en tydeis grafisk sammenhæng, er berernino-enforetazret direkte nå Pen værd'erne. I de 2 andre tilfælde, hvor der var lineær sammenhåons-mellem de logaritmiske værdier, er r beregnet både for ppm og log ppm værdierne. Det ses ikke overraskende, at r får en lidt lavere værdi, når der regnes med losaritmer, idet man på denne måde dæmmer indflydelsen fra extremværdier (ccammon 974). Den kritiske værdi af r på 95 % signifikansniveau extrapoleres fra Neave(978) tabel 6.2 til o,3 for N = 29. Det følger heraf, at der er en-signifikant korrelat'on meilem. Pb - Cu, medensdet ikke er tilfældet for Pb - Zn og Cu - Zn. Den kritiske værdi af r for N = 3o aflæses til o,36 (95 % niveau). Det ses,at der også er en signifikant korreation for EHM - CxHM, da r med en bred marg=n lisser over den kritiske værdi ved begge beregnin=rsmetoder.
Sedimentnrøver. Pb: Analyseresultaterne anføres i tabel 4-6. Det ses både af histogrammet og den kummulative kurve i figur 4-7, at fordelingen er meget uregelmæssig med stor overvægt af høie værdier i forhold til en lognormal fordeling. Dette afspejles i, at medianen aflæses til 4 npm, medens m±ddelværdien beregnes til 26 upm. Standardaivigelsen på 35 npm udtrykker den store suredning. Kurven i fig 4-7 giver ingen sikre holdepunkter til fastlæggelse af b og t. Derfor anvendes resultaterne fra pilotprojektet, der ses i figur 4-o. Pb-kurvens forløb viser en tydelig top på 22 ppm ved prøve69o, der er taget udfor skjærpet nord for Amdal. Neden for skjærpet (i strømretningen) varierer kurven mellem 3o og 90 ppm. Dette niveau tages som udtryk for den lokale baggrundsvariation, og b fastsættes derfor til 90 ppm. Når t derefter vælges som 2 x b = 8o ppm sikres, at nrøven udfor den kendte mineralisering registreres som anomal. Oven for skjærpet falder kurven hurtigt til ca. 2o upm, hviket sammen med det generelt lave Pb-indhold i de regionale nrøver viser, at der er behov for en regional baggrundsværdi. Denne kan passende fastsættes til 2o ppm, hvor den kumulative kurve har et tydeligt knæk mod højere værdier. Fordelingskortet viser, at de anomale nrøver samles inden for området med den lokalcindsamling. Her er de fleste fra elvsystem 676 med prøve over t, 7 over lokal b og 4 over regional b. Elvene 64o4 og 64o5 har hver prøve over regiona b. Den subregionale indsaning gav som resultat 2 urøver over regional b - i sideelven til elv 6429 og i et sideløb til 644(a). Zn: Analyseresultaterne anføres i tabel 4-6. Frekvensfordelingen i figur 4-8 viser både for histogrammet og den kumulative kurve, at Zn-værdierne nærmer sig en lognormal fordeling med en lille overvægt af høje værdier. Det positive knækpunkt ses ved 9 % fraktilen. Y:edianenpå 80 ppm angiver den centrale tendens, medens middelværdien uå 4 mt:2og standardafvigelsen nå 39 ncm uræ=es af overvæten af høje værdier. Efter at den kumulative kurves hovedgren er forlænget
Tabel 4-6. Analyser af sedimentprøver. Prøve nr. Pb Zn (ppm) (ppm) Cu Co Ni (ppm) (ppm) (ppm) I, I. 6400 30 64 68 640 5 43 20 6402 60 98 36 6403 23 70 35 6404 23 97 39 6405 < 6 05 22 6406 5 07 36 6407 8 47 8 6408 8 25 3 6409 8 46 20 640 5 69 29 64 23 58 44 642 8 28 4 643 8 79 26 644a 8 43 0 644b 8 74 7 645 8 55 5 646 5 23 29 647 8 07 28 648 8 50 4 649 8 6 32 6420 8 22 3 642 8 50 7 6422 8 52 47 6423 8 65 53 6424 8 23 9 6425 8 67 2 6426 8 87 8 6427 5 59 36 6428 8 96 3 6429 8 56 6430 8 5 0 643 < 6 82 7 6432 8 0 24 6433 38 74 28 6434 8 74 6 644 5 87 7 6442 8 00 9 6443 5 33 22 6444 8 07 25 6445 8 92 3 6446 < 6 297 7 6447 5 49 9 6448 5 239 5 6449 23 52 32
Tabel 4-6. Analyser af sedimentprøver. Prøve nr. Pb (Ppm) Zn I Cu (PPm) (PPm) Co (PPm) Ni (PPm) 676 24 76 55 3 3 677 3 58 8 2 4 678 24 57 5 3 3 679 46 87 5 5 680 5 70 20 3 4 68 2 86 80 4 3 682 3 77 83 2 2 683 8 09 32 2 3 684 26 77 4 2 5 685 4 97 92 3 3 686 9 30 2 2 2 687 6 49 37 5 3 688 2 559 23 689 2 99 99 5 3 690 0 242 22 5 5 69 2 98 00 3 3 692 9 57 62 2 2 693 4 68 32 3 2 Tabel 4-7. Statistiske parametre for sedimentprøver. Pb Zn Cu Co Ni PPm PPm PPm PPm PPm N min max _ x C50 s _ x + x + b t s s 2 63 6 22 26 4 35 6 96 90 80 63 23 559 4 80 39 253 392 35 25 63 6 36 23 20 9 42 60 30 50 8 5 3 -, - - 8 5 3 -,3 - -
2ti F t-c) Korrelati K un 0CLI TYL20 C0 Hfri oli-er yrd. vax exk* N r- = ofg 3 Oo 200 0 0 00 ;00 000 Hfrl (pprn), :( I. 0 ^. A.-04 Pr'"" 2
IL r2, - 63 Lo pr 2/4," 9 7. L. 4 \ c e \\, -- Vappr i 0 G 0 rrr
I. I. I. I I. med den stiplede linie, fastlægges b som skæringen ned 6 % fraktilen (35 ppm) og t som skæringen med 2.5 % froktilen (25 ppm). Sammenholdes b og t med Zn-kurven i figur 4-lo ses, at prøven udfor skjærpet)som onsket er anomal, medens der uden for toppene er mindre fluktuationer omkrin.r.meddanen. FordeUngskortet viser, at de fleste anomale prøver findes inden for området ækket af den lokale indsaming. ner er 2 prøver over t i hver af elvene 676 og 6L/.05.Det er karakteristisk,at de anomale prøver optræder isoleret omgivet af lave værdier. I den subregionale indsamling der 2 prøver over b - 649 og 6433 - der optræder geografisk langt fra hinanden. Cu: Analyseresultaterne anføres i tabel 4-6. Frekvensfordelingen i figur 4-9 viser både for histogrammet og den kumulative kurve, at hovedpa-ten af Cu-værdierne danner en næsten perfekt lognormal fordeling, hvor der ved 7 % fraktilen (40 ppm) kommer en lille overvægt af høje værdier. Den centrale tendens ses af medianen på 20 ppm, der kun ligger lidt under middelværdien på 23 ppm. Standardafvigelsen viser med 9 ppm en mindre spredning end Pb og Zn. b aflæses til 30 ppm og t til 5o upm på samme made som fo-6zn-prverre. Den synmetriske fordeling giver et rimeigt sammemfaid mellem de grafiske og beregnede paranetre.. Cu-kurven i figur 4-lo har et roligt forløb, der kun tyder på begrænset variation. Den valgte øvre grænse for normal baggrundsvariation synes derfor rimelig. Fordelingskortet viser,at der afgrænses 2 områder med anomalt Cu-indhold. Det ene med de højeste værdier =indes forbindelse med den lokale indsamli=r, hvor der i elv 64o3 er 2 prøver over t, medens elvene 64o4 og 64o5 har prøver over b. Det andet område ses i-forbindelse med den subreg4onale indsamling, hvor de 3 elve,det afvander Nyskjelåsen, har Cu over b i prøverne 6422, 6423 og 6427. Hertil kommer 2 isolerede prøver med Cu over b - 64 og 649. Ni og Co: Kun proverne 676-693 er analyse-et. 7ed de øvrige havde dnstrumentet så stor nultunktsv,ndr4-r,,t det i forbindelse med de lave indhold ikke var muligt at få rimelige målinger. Pilotprojektet gav lave analyseværdier uden tegn på anomale forhold for begge meteller. De statistiske parametre ses i tabel 4-7.
enr- cti nts."../p rdt,tr. 'SI Iff 3? itt * I. 9
Tabel 4-8. szesonvariation i sedimentprøvernes metalindhold. Lokalitet Pb ppm Zn Cu ppm ppm 6400 30 64 68 6442 8 00 9 640 5 43 20 6444 8 07 25 6403 23 70 35 644 5 87 7 6406 5 07 36 6447 5 49 9 6407 8 47 8 6448 5 239 5 x oktober 8 66 35 x maj 2 20 9 I hver blok er den øverste prøve indsamlet i oktober og den nederste i maj. Sæsonvariation. På enkelte lokaliteter er der indsamlet prøver både om efteråret og om foråret. For at belyse sæsonvariationen inden den prospekteringsmæssige tolkning, er korresponderende pr:ver samlet i tabel 4-8. Der ses en modstrdende tendens m.od hoje Zn-værdier i maj, medens de høje Pb- og Cu-værdier falder oktober. For Pb og Zn ligger begge prrter inden for den normale baggrundsvariation, hvorimcd forholdet er mere kritisk for Cu, hvor den hije værder over b. Ovenstående betra,tninger gælder 2iddelværdierne som udtryk for den generelle par tendens. Det enkelte orøve kan afvige fra dette mønster.
Korrelationsforhold. Der er beregnet korrelationskoefficienter udfra log Dpm værdierne. Resultaterne anføres i tabel 4-2, hvor det ses, at der kun er signifikant korrelation mellem Pb og Cu. Or anisk materiale. Analyseresultaterne i tabel 4-9 giver metalindholdet i asken som de nrå" data og for Pb og Cu også i en normalseret form. Litteraturen giver mange ekdempler på, at metalindhodet denne prøvetype er stærkt afhængigt af fordelingen mellem organisk og mineralsk materiale i prøven (Brundin og Nairis, 972; Garreft og Hornbrook, 976). For at belyse dette forhold inden den prospekteringsmæssige vurdering af Drøverne, er der lavet en undersøgelse af korreiationer, mellem LOI og Pb, Zn, Cu. LOI: Glødetabene viser en spredning fra 8-84 % omkring middelværdien på 49 %; standardaivigelsen er beregnet til 7 %. figurerne 4- - 4-3 gives en grafisk fremstiling af korrelationen mellem LOI og logaritmen til analyseværderne. Man ser her, Pb og Cu viser en tydelig positiv korrelathon med LOI, medens punktskyen for Zn ikke tyder Då nogen udpræget sammenhæng. 3e beregnede korrelationskoefficienter er anført i tabel 4-2. Den kritiske værdi af r Då 95 % niveau for N = 36 (LOI er ikke beregnet for 6532) er o,33. Det ses heraf, at korrelationen er signifikant for Pb og Cu, medens Zn ligger under den kritiske værdi. For at få et bedre grundlag at vurdere Pb og Cu på)er det nødvendigt med en korrektion, der nedsætter LOI's indvirken Då det antal Dpm, der angives for prøven. Her vælges at normalisere prøverne til 50 % LOI ved formlen angivet i figur 4-9. Ved at bruge 5o % LOI undgår man at Darøre det sbore antal Drøver, der samler sig om middelværdien, væsentlige korrektioner, medens analyseværdien nedsættes ror Drøver med hoj LOT og hæves for Drøver med lav LOI. I tilfæj-detin, hvor korrelationen ikke er signifikant, anvendes fortsat de rå data.
Tabel 4-9. Analyser af organisk nateriale fra elvene. Analysevardierne angiver metalindhold i asken. PbN og CuN er analyseværdier normaliseret til 50% LOI (glødetab): M x 50 Mn = - LOI PPm Prøve LOI Pb PbN Zn Cu CuN Co Ni nr. PPm PPm PPm PPm PPm PPm PPm I. 6500 64 45 35 5 9 7 < 2 5 650 40 60 75 7 4 2 5 6502 37 35 82 68 5 20 5 < 3 6503 22 5 34 74 9 20 3 6 6504 8 5 42 58 2 58 5 5 6505 43 5 7 84 24 28 6 6 6506 37 60 8 93 2 6 5 6 6507 35 45 64 96 4 20 8 9 6508 54 60 56 7 0 < 2 5 6509 83 380 83 23 45 33 2 5 650 77 240 56 34 30 9 2 23 65 63 20 95 3 20 6 8 6 652 26 225 433 4 23 44 < 2 3 653 53 90 85 68 5 4 < 2 5 654 69 65 20 87 7 2 < 2 3 655 58 60 52 54 9 < 2 5 656 39 45 58 59 2 27 5 5 657 60 45 38 90 20 7 3 3 658 37 300 405 87 30 4 < 2 < 3 659 3 30 48 77 8 < 2 5 6520 74 65 46 36 24 2 9 652 36 30 42 279 7 24 30 23 6522 39 30 38 04 5 9 9 5 6523 43 30 35 78 2 4 8 9 6524 54 75 69 7 90 83 20 24 6525 73 270 85 05 60 4 < 2 4 6526 37 60 8 68 24 32 6 6 6527 53 60 57 7 27 25 7 5 6528 47 45 48 87 30 32 24 6529 39 45 58 60 5 9 6 5 6530 56 60 54 45 29 26 8 2 653 54 45 42 270 23 2 7 7 6532 225 288 80 7 6533 37 45 6 207 5 20 30 26 6534 84 90 54 403 20 7 47 5 6535 54 35 25 324 2 9 20 5 6336 4 60 73 86 2 5 2 3 I.
00 00 00M-0000M~ Fri% loo -/0 /00 /0
.add SIc2 :f\j acr Goi 4/ 7/4-, ij 9d
I L Olf r A elt FL 9 ca P cluttakr N
I. I. Tabel 4-0. Statistiske parametre for organisk materiale. LOI Pb PPm Zn PPm Cu PPm Co PPm Ni PPm N 36 37 36 37 37 37 min 8 7 4 7 max 84 83 403 83 47 5 _ x 49 95 7 26 0 C 50-60 90 20 - - s '7 93 72 7 0 0 _ x + s - 88 89 43 20 2 _ x + 2 s - 28 26 60 30 3 b 40 85 35 t - 300 300 75 - - Ved På og Cu er de normaliserede værdier anvendt, Ved Zn er extremværdien udeladt. Tabol 4-2. Korreationsmatrix for organisk materiale og sediment. I. Tilberegningerne er anvendt logaritmiske værdier ved metallerne og %-værdi ved LOI. LOI Organisk Pb materiale Zn Cu Sediment Pb Zn I. 4-3 Pb --. Zn nl 0 Cu i r.. --', Pn -Zn c) u) Cu 0,60 0,32 0,53 x x x x 0,04 0,33 0,7 x x x x 0,45 x 0,27 x x x x x x 0,03 x x x x x x x x 0,4 x 0,70 0,9
I. I. I. Tabel 4-. Organisk materiale. Estimering af statistiske parametre (metode efter Hawkes & Webb (962) p. 3). Ved Pb og Cu anvendes de normaliserede analyseværdier. Pb (ppm) Zn (ppm) Cu (ppn) 7 4 7 34 45 9 35 5 0 35 54 2 38 60 4 38 68 4 42 68 4 42 68 5 42 7 6 48 7 6 48 74 7 52 77 8 54 78 9 54 84 9 56 86 9 57 87 9 58 87 20 58 87 20 median 60 median 88 median 20 6 90 20 64 93 20 69 96 2 73 04 24 75 05 24 8 7 25 8 7 26 85 23 27 95 3 28 34 32 20 46 32 ' 25 58 33 baggrund 40 59 baggrund 35 56 baggrund 85 4 82 207 4 85 270 44 225 279 58 tærskel 300 288 7 405 tærskel 300 tærskel 75 433 324 80 83 83 ekstremværdi 403 ekstremværdi I.
Pb: Fordelingen af Pb-værdierne ses i figur 4-4, hvor det både af histogrammet og den kumulative kurve fremgår, at der er en overvægt af prøver med høje værdier, således at kurven får et positivt knækpunkt ved 25 % fraktilen (0 ppm). Da kurvens forløb ved høje (og lave) værdier er stærkt afhængigt af den enkelte analyseværdi, når prøvetallet er så lavt, fastlægges b og t ved metoden for datasæt med lile N ( se under "beregninger"). I tabel 4- erprøverne ordnet efter stigende analyseværdi, og følgende (afrundede) parametre bestemmes: median - 6o ppm, b - 4o ppm og t - 3oo ppm. De øvrige parametre ses i tabel 4-o. Fordelingskortet viser 2 karakteristiske mønstre. I elvsystemet 644(a) er der Pb-indhold over t i begge sideelvene fra nord, og en prøve i hovedelven ligger over b. De øvrige anomale prøver optræder isoleret i elve langt fra hinanden. Det bemærkes, at elv 646 med prøve 658 ligger over t. I. Zn: Fordelingen af Zn-værdierne ses i figur 4-5. Den kumulative kurves opdeling i 3 retliniede segmenter viser, at fordelingen en'positivt skæv, og at prøverne med de højcste værdier synes at udgøre en selvstændig population. Dette underbygges af histogrammet, hvor der også er en selvstændig top ved de høje værdier. Hovedparten af fordelingen ned til 25 % fraktilen følger en lognormaj fordeling. På grund af det lave prøvetal bestemmes b og t som angivet i tabel 4-, til hhv 85 ppm og 3oo ppm. Medianen på 90 ppm er et bedre udtryk for den centrale tendens end middelværdien på 7 Ppm, der er stærkt påvirket af de høje værdier (extremværdien ikke medregnet ). De øvrige paranetre ses i tabel 4-o. Fordelingskortet viser,at de anprale prøver Pindes inden for elvsystenet 6429. 653 fra hovedelven er ligesom de 2 nederstesideelve med 6532 og 6535 over b, medens de 2 sideeve 6534 og 6535 ligger over t. En enkelt af de øvrige elve - 649 - har Zn over b.
I. I. I I Cu: Fordelingen af Cu-værdierne ses i figur L-6. Den kumulative kurve har et retlinet forløb ned til 2o 5 fraktilen, hvor en overvægt af høje værdier giver et uositivt knækpunkt. Kurvens videre forl0b er uregelmæssigt, og parametrene fastlægges derfor udfra tabel 4-. b bliver herved 35 ppm og t 75 ppm. Medianen på 2o upm ligger som ventet lidt under middelværdien, der beregnes til 26 ppm. De anomale prøver afgrænser ikke et veldefineret område, men de optræder med en lille overvægt i kortets centrale del omkring Buskebråten og Nyskjelåsen. Prøve 6524 l'gger over t, og der er Cu over b i 6525. : eivsysteet 6L29 er der i sideelven med prøve 6534 Cu over b. Yderligere er der 3 elve langt fra hinanden med hver en prøve over b. Ni og Co: Der er ikke udarbejdet grafiske fremstillinger for disse grundstoffer. Et gennemsyn af tabel 4-9 tyder ikke på en udpræget sammenhæng mellem metalindhold og LOI. De høje analyseværdier i forhold til sedimenturøverue tilskrives den opkoncentrering, der finder sted ved foraskn'ng af proven. De statistiske uarametre ougives i tabel 4 - o. Middelværd-Ten beregnes til ppm for Ni og lo Dum for Co. Begge datasæt har stor spredninr, som et ses af standardafvigelsen på lo ppm, med overvægt af høje værdier. Korrelationsforhold. De beregnede korrelationskoefficlenter er anført i tabel 4-2. Det ses, at der er en signifikant korrelation mellem Pb - Cu og Zn - Cu. Når metalindholdet i korresponderende urøver af 5edir:,er_t og or=anisk 7.ateriale sammenll=nes, fremgår det af tabel 4- Scheelittællinger. 2, at der ikke er signi=ikant korrelati_on. Vaskeprover: Resultatet af korntællingerne ses i tabel 4-3 som antal scheelitkorn pr. lo. I de tilf4elde,hvorder indsamledes mindre end lo, er der omregnet til lo. Den kumulative kurve i figur 4-7 viser, at punkterne definerer en ret linie med et negativt knækpunkt ved 2o % frakt'len. Det vil sige,at pouulationen er tilnærmet 7ognormalt fordelt
Tabel 4-3. Scheelit i vaskeprøver (6208-7; 6300-25; 5-56) og sedimentprøver (640-34; 4-48). Korn pr. volumen indsamlet materiale. Nr. korn/0 Nr. korn/ 6208 74 640 3 6209 286 64 3 620 2 642 8 62 234 643 0 623 80 644a 5 624 42 644b 5 625 208 645 0 626.48 646-627 6 647 5 6300 44 648 20 630 08 649 3 6302 47 6420 5 6303 24 642 75 6304 259 6422 27 6305 77 6423 200 6306 72 6424 5 6307 299 6425 20 6308 96 6426 0 6309 20 6427 70 I. 630 8 6428 80 63 23 6429 40 632 292 6430 06 633 39 643 27 634 76 6432 95 635 24 6433 35 636 5 6434 75 637 66 638 222 644 25 639 328 6442 35 6443 0 6320 63 6444 50 632 468 6445 5 6322 523 6446 4 6323 20 6447 27 6324 393 6448 0 6325 449 635 69 6352 43 6353 3 6354 222 6355 28 6356 24
I. 99 SchtelÅt L U-atakia f)y-coutiv- PLB /23 I. _7 :70 Ft ),3 0 0_ 0 Lit nictirruw kpizzyircatz 33 QLbj ko NJ. kor.. Lo3 aoit sch flo 0 Jo Log
I. I. med overwegt af lave værdier. Den centrale tendens udtrykkes af medianen på 6o korn. Da populationen donineres af lave værdier, ligger den beregnede middelværdi (77 korn) tæt på medianen. Standardafvigelsen på 5 korn viser, at der er stor spredning. Kurvens knækrunkt ved 345 korn taces som b. Ved fastlegrelsen af t benyttes, at 6322 er indsanlet umiddelbart neden for en kendt mineralisering. I prøven er der talt 523 korn, t kan derfor passende sættes til 5oe korn. De statistiske parametre anføres i tabel 4-4. Fordelincskortet viser, at de anomale prsver tvdelirt afgrænser et onråde omfattende Huskebråten og Nyskjelåsens sydøstlige del. 2 af prøverne,637 og 6322, har scheelit over t og 3 har scheelit over b, 632, 6324 og 6325. Uden for dette område er der prøve, 639, med scheelit over b. Sedimentrrsver: Sesultatet af korntællingerne ses i tabel 4-3, hvor alle tælletallene er omregnet til scheelitkorn pr. I. Den kumulative kurve i figur 4-8 viser, at ned til I. lo % fraktilen følger værdierne en lognormal fordeling, medens kurven tke har et veldefineret ferl'bofor de højeste værdier. Histogrammet giver indtryk af et datasæt med overv,:gt af lave tællinger og uregelmæssig fo deling af de høje værdier. Den centrale tendens udtrykt ved medianen aflæses til 2o korn, hvilket er væsentligt under middelvrdien på 4 korn, der er stærkt påvirket af de 3 højeste værdier. Standardafvigelsen må 55 korn viser den store spredning. Baggrundsværdi og tærskelværdi fastlægges ved metoden for datasæt med lille N og får følgende værdi: b - 7o korn og t - 5o korn. Herved registreres 6428 neden for den kendte mineralisering over t. De stati-stiske parametre anføres i tabel 4-4. Fordelingsksrtet viser, at de anomale mrøver afgrænser et område fra vestsiden af Nyskjelåsen udfor Myra over 3uskebråten til nordvesthjørnet af Frustenåsen. Der er 3 prøver over t - 6423, 6427 og 6434. Uden for dette område er der en enkelt prøve - 642 - med scheellt over b.
Tabel 4-4. Statistiske parametre for scheelit i vaske- og sedimentprøver. N min max x 50 x +s x+ 2sb Vaske 4 6 66 77 60 5 328 479 345 500 Sed. 33 200 4 20 55 95 50 70 50 Tallene angiver korn pr. 0 indsamlet materiale for vaskeprøver og korn pr for sedimentprøver. Tabel 4-5. Korresponderende vaske- og sedimentprøver med scheelit over b. Sediment korn/ korn/ vaske 6427 70 47 632 6428 80 52 6322 6432 95 39 6324 6434 75 45 6325 642 75 5 636 6422 27 62 637 De fire øverste prøvepar har begge scheelit over b, i de to nederste har kun den ene scheelit over b. Korrelationsforhold. Korrelationen mellem de 2 provetyper illustreres grafisk figur 4-9 med et scatterplot på dobbeit logaritmisk papir. Punktskyen viser, at der er stor-sdredning mellem tunkterne, men der kan også iagttages en positiv korrelation. Bereg-, ning af korrelationen for log værdie:rne giver r = 0,45. Med den kritiske værdi for N ' 20 på 0,44 er der en sirnifikant korrelation på 95 niveau mellem antallet af schoelitkorn i vaske og sediment prøver. Ved beregning på de utransformerede tal fås r = o,48. I tabel 4-5 er de przvepar samlet, hvor den ene eller begi,e prøvetyper har anomalt scheelitindhold. For at give et bedre sammenlignings.,:rundlager der omregnet til korn/l. Se iovrigt under diskussionen.
wnfatter pr:ver alhold i ien k :t fra lskal:teter nei erenie crve af se:ik
/2 7 Tabel 4-6. Sulfider i tungmincralkoncentrater. Prøvel mar py po cpy py/s pc/s cpy/s py/o pc/o cpy/o C/: i 6209 2 9 7 624 2 2 626 3 2 6 8 6300 7 7 6303 5 2 6304 3 34 6309 9 5 2 6354 2 9 TaJletallene angiver observationer i umagnetisk + svagt ragnetisk fraktion. mar - markasit, py - pyrit, po - pyrrhotit, cpy - chaikopyrit, - grj.fit, /s - inklusion i silikatmineral, /o - inklpsion i Fe-Ti-oxider.
I. r. I. I. I
,c27 :teder kornr ' :utt»iltale fra cc -
/3c orelate.2ng og fædning af sate af organiske syrer - r. eks. hunusovrer (Rose, Hawkes og Webb, 979). Disse forbindelser ved nr rrsven. 9er er valgea tor ox2da- 2r4 den er nem ar rdfore 2:" leverer de _velsor, der skal bru.es ved temooerar holdes rd.l5o0, und,rs for de metaller er anven't = - :A+ fra asken, da an normed hegræn ser sen af tterbun et tungrietal fra eventuelle mlneralkorn rueloe (cletooher,933). sulftdkorn, der ed SN03 skurle sn:res rave samit'dik overlevetoplosni-g ud,t_odn ad Inde- kan jen resulterenoe g anvendes direkte fil AAS. s til tungmetalforuro. dramer syste orjen :=or mer-a'nc eng rransro-' af mal:ren. Sertil kommer a affaldsbonken, nvor :fletalionerfra de forytrende ses i regnvondet = rerraoner der orr'l,ndele med na kens grn minevand, der odes mre foreta. lderloore ro- -o affaidohonken konmer tet herevor marken, elbor rr o:.delukkesfer end liorening langs
Z/ I. arnolder Ltele fra 4rdcn ned yier et rreens dr-jt nel eie der -I fer rer d- pr ver, der er ta anede dvnn, rra I, I.
I. tian,tc o.forovarit -t I, ver for at tefinere en mati zom met I.
33 :)b (Ley'nron, 974), cii*rf3r kan tranr alternanive rklarin :T.ed ereje r - en vert - :u-joineret - ikke 7:f?rnn th=a 3 car:enn
ferieline. v 2.2.-rca le e een reee. r 2o -. Dennir ' irien af rent _ nar væe6r.,:vere rer:r. inieeaeelet, 2-0 r rt
--- MIN -0- -IIM - -- - M -MIN0
á
I 649 er der Zn over b i begge prøvemedier og Cu over b i sedimentet. Det er nærliggende, at forklare anomalien ved sulfidbeslag på sprækkeflader som observeret på lokalitet 35376 5o m sydvest for 649. Korrelationsforholdene. I betragtning af at galena og sphalerit optræder sammen og udgør mineraliseringernes hovedmineraler, virker den dårlige korrelation mellem Pb og Zn overraskende. Som allerede berørt under diskussionen af tungmetalfordelingen i jordprøverne, må forklaringen søges i grundstoffernes relative mobilitet. Levinson(974) viser i figur 3-9, at der i surt (ph i slam - 5)og oxiderende (rustudfældningerne) miljø er stor forskel på Pb's og Zn's mobilitet, medens Cu indtager en mellemstilling. Dette harmonerer med, at der er god korrelation mellem Pb - Cu i sedimentprøverne og Pb -Cu og Zn - Cu i det organiske materiale. Den dårlige korrelation ved sammenligning mellem sedimentprøver og organisk materiale kan ikke forklares på det foreliggende grundlag. Scheelit i drænerin7ssvstem=,t. Kilden bestemmes let for flere af de anomale prøver, 6428-6322 er som nævnt indsamlet neden for lokalitet 3620S-netop for at få et niveau for scheelitindholdet i prøver tmt på en mineralisering. 643o er fra en lille elv 5o m sydøst for lokalitet 35354. Hvis de stejltstående scheelitførende sprækker her fortsættes mod øst i strygningsretringen, vil de skære elven og kan på den måde være årsag til det forhøjede scheelitindhold o 643. Da der i felten konstateredes stort scheelitindhold i koncentratet fra 6324, undersøgtes omkringliggende blotninger for sprækker af samme type som på lokalitet 35354. Hærved blev de scheelit og sulfidførende årer på lokalitet 36233 fundet. Det er en nærliggende antaeelse at disse også optræder i forbindelse med eiven, der løber 6o m vest for lokaliteten. Inden for det ancmle område på Nyskjelåsen er der ikke set faststående mineralisering, men sammenholdes forekomsten af smrækkemin0ralsering på Buskebråten øst for åsen og langs vej 4 vest for åsen med spræk-
ktrnes trnereie rtry:nin anorialicn rp=kkerne fort ttr ind over a:er. f:re fra foo.(_ for so'teelitf:re e :0oealiaf:r enrrilrttionsko dor i lit. I.
ncraler. vaskes med de ltte miineralkorn lakalitat nvorved en star ael af je 6Ln'l nojettrinkan e nar vaaret aks t er -kralet --a i alva! :flateriale. alit i va
C) rfl 0 cvi r-4 /. 4 3 /, 0 G).Ci / r. - cd (c d: n d; U) c I r I G) Lvi (,) (4) 0 I, 0 0 t) 0 ti.fi r) tr Ci f) - r /. r- (C) dr ) st t.,-) -I ru n 4 : - ir,,//. LE r mi rci 4, Ci ),,(7 () t, GI 0 rl Ll t, (d '4) 4t) Ct t., r ), c I Cd 0 () - )- td, l,» c-i,t); -) (I) 0 ), )), r-cl I (r), t c4; iti rc Fr: P P r I.` : rc FJ 0 (, r,r c I ti r-i > cii cl Ci r- G. uj t Ci Ci G) S- ( r- cu r- () r r+, 0. r I (I) 4 / 4- ir- Q.) I il Ci Ci 'ni.') {- (ir) (L) )_! DE d) ))- Ci C) ) Iii r-i 0,., I U. 0 fl 0 LI LI) 43 Cr r-) () n 0 0, cit Lvi () C) td) Ci cd U5 0 t: tr: )( d) Gi r r I.- Wi S- 0 YTI -4D (- 0 I 0 r I tri,`, 0 () 4 -) Ç G. 0),J) C) (i),le rlv, Ci () Ci H u).-(- ) (r) C), () H urt ID, Ut rri r.v.) G. GI 0 r I ar ;- c,:r S-. -ri ` r (.) r rl ( 4-/ - Ci -4, -r I 0, S. 43 C) I Ci I 0 LE C) ID,i (G (r d) r. (),) ) c) I c,-i Ut rt tr, t r I td Ci t't t, ul )), 43,U) it (0-0 WIMMMOOMIONOM-MIIIMOM
I. ) Min r ),» I,' grn) n,rnr F'Drryt ' i n -,r I i i, surrki",,. I. I. hyi t r ir )! tiry i, V r! I nrl t.ri -r:" 7) Tiuuuni! ":r3: ri!' fl I.
REFERFNEES Rattu, M.H., 955: Alkali Metasomatism and the Petrology of some keratophyres. Geol.Mag. vol. 58, No. 2. pp. 04-26. Bparth, P., 948: Hber Alhitisierung im Altkristallin des Monte Rossas. Schweiz.Min.Petr.Mitt. vol. 28, pp. 40-45. Bell,.H. & Etheridge, M.A., 973: Microstructure of mslonites and their descriptive termlnology. Lithos 6, pp. 337-348. Hentz, A. & Martini, H-3., 968: Lehrbuch der Angewandten Gpologie. Rand II/. Ferdinand Enke. 355 p. herthelsen, A., 975: Lærehog for den lille tektoniker, 2.udg. VARV, 202 p. Brundin, N.H. & Nairis, B., 972: Alternative sample typus in rpgional geochemical prosperting. J.Geochem.Explor., pp. 7-46. Iletcher, W.K., 98: Analytical Methods in Geochemical Prospecting. ln: Sovett, Fd.): Handbook of Exploration Epochemistry. Vol., 255 p. Elsevier. Eoslie, S., 925: Ssdnorges gruber og malmforekomster. Norges geol.unders. 26, GamTflon,3.8., 966: Fahlbands In the Precambrian of suoihern Norway. Fcon.Geol. vol. 6, gp. 74-88. Garrett, R.G. & Hornbrook, 076: The relationohlp hetween Linc and organic content in centre-lake bottom sediments. J.Geochem.Explpr. 5, pp. 3-38. Hageskpv, B., 980:, The Sveconcrwegian structures of thp Norwegian part of the kongsherg-bamble-østfold segment- GF, vol. 02, pt. 2, pp. 50-55. Hm.s knv 8. & Pedersen, S., 980: Ph/Sr whole rock age doterminations from the western gart of the nstfcld nompinx, SE \orwsy. Bull.(Hol.floc.Denrk, ol. 29, pn 9-28. I.!Invikes, H.E., 963: Dithi/pne F ipld TPsts. Econ.Genl. ol. gp. 579-586. Ihlen, P.M. & Vokes, F.M., 978u: Melallsgeny. h: Puns, J.A. & larsen, 8.T. JcisH ihp flf;lopheorift. 4 re in4 and uuide to excursions. Norgoo upol.linders. 337, pp. 75-70,
2 Ihlen, P.M., Trønnes, R. & Vokes, F.M., 982: Mineralization, Wall Rock Alteration and Zongtion of Ore Deposits Associated with the Drammen Granite in the Oslo Region, Norway. In: Evans, A.M. (Ed.): Metallization Associated with Acid Mgqmatism, pp. -36. J.Wiley & Sons Ltd. Jensen, M-L. & Bateman, A.M., 98: Economic Minergl Deposits, 3.ed. 593 p. John Wiley & Sons Ltd. kolsbeek, F., Ghisler, M. & Thomsen, B., 974: Sand analysis as a method of estimating bedrock compositions in Greenland. Bull.Grønlands geol.unders., 32 p. Levinson, A.A., 974: Introduction to Exploration Geochemistry. Applied Publishing Ltd. 64 p. L ch, J.J., 97: The Determination of Copper, and Cobolt in Rocks by Atomic Absorbtion Spektrometry Using a Cold Leach. Toronto Symposium Volume. CIM Spec.Vol. No, pp. 33-34. MrCammon, R.B., 974: The Statistical Tregtment and Geochemical Data. In: Levinson, A.A.: Introduction to Exploration Georhemistry. 469-508. Applied Publishing Ltd. Moh, G.H., 97: Blur Remgining Covellite and its Relations to Pligses in the Sulfur Rich Porticr) of the Copher-Sulfrr System at Low Temperotures. Minrral.Soc.Japan. Spec.Pap., pp. 226-232. Radshr, P., 960: Die Erzminerglien und ihre Verwachsungen. 3.Aufl. Akademie-Verlag Berlin. 089 p. Rnse, A.W. & Burt, D.M., 979: Hydrothermal Altergtion. ln: Barnes, H.L. (Ed.): Geochemistry of hydrothermgl Ore Deposits, 2.ed., Pp. 73-227. Wiley-Interscience. Stariton, R.L., 972: Ore Petrology. McGraw-Hill Book Company. 73 p. Vokes, F.M., 968: A review of the metamorphism of sulfide deposits. Earth Sci.PPV., vol. 5, pp. 99-43. Wiggins,.0. & Craig, J.P., 980: Reccnna issance Gf the Cu-fr-Zn-S System: Sphalerite Phose R-lationfhips. Lcon.Geol. vol. 75, np. 742-75. ).)974 (..)-ektp.a-- Br-a.vid C/4 LynC\-; C