О. Ф. Кузьменкова

Институт геохимии и геофизики НАН Беларуси,

г. Минск lapts@igs.ac.by

 

(научный руководитель Н. В. Веретенников)

 

Вендская вулканогенная формация сформировалась в волынское время на западной окраине Восточно–Европейского кратона (континента Балтики). Она занимает обширную территорию в пределах востока Польши, юго-запада Беларуси, северо-запада Украины и Молдовы площадью около 140 тыс. км². В северной части эффузивы заполняют Подлясско–Брестскую впадину, а южнее протягиваются на 300 км полосой юго-восточного простирания шириной около 50 км. Образование волынской вулканогенной провинции связывают с поздним этапом распада суперконтинента Родинии около 600–550 млн лет назад, приведшим к отделению Амазонии и Балтики от Лаврентии и раскрытию океана Япетус [3].

В пределах Брестской впадины в разрезах вулканогенной формации снизу вверх выделяются три толщи: нижняя – субщелочных базальтов, мощностью 120–200 м, развитая повсеместно; средняя – средне-кислого состава, мощностью 44–105 м, распространенная в центральной части впадины; верхняя – толеитовых базальтов, мощностью до 170 м, развитая спорадически [2]. В составе толщ выделяются по 1–5 эффузивных покровов, разделенных пачками туфов. Отмечены также внутриформационные силлы долеритов, встреченные на территории Беларуси лишь в пределах Луковско–Ратновского горста.

Таблица

Средние составы пород вендской вулканогенной формации Беларуси

Примечание. 1 – субщелочные оливиновые базальты; 2 – субщелочные оливиновые долериты интрузивной фации; 3 – высококалиевые трахибазальты; 4 – палагонитовые базальты; 5 – андезидациты; 6 – пижонитовые дациты; 7 – риодациты; 8 – трахириодациты.

* Суммарное железо в пересчете на Fe₂O₃.

 

 

Петрографическое изучение разрезов эффузивной толщи было проведено на основании материалов, предоставленных Н. В. Веретенниковым. С учетом опубликованных [2] и новых данных силикатных (ОИГГиМ СО РАН, г. Новосибирск) и рентген-флюоресцентных анализов (ИГЕМ РАН, г. Москва) (табл.) были выделены следующие петрохимические типы пород (% от общего объема вулканитов): субщелочные оливиновые базальты (37.4) и их гипабиссальные аналоги – субщелочные оливиновые долериты (1.4), высококалиевые трахибазальты (1.3), палагонитовые базальты (42.8), андезидациты (3.3), пижонитовые дациты (0.5), риодациты (11.3), трахириодациты (2.1).

В субщелочных оливиновых базальтах вкрапленники, составляющие 5–7 % объема породы, представлены зональным плагиоклазом (центральные участки зерен – лабрадор № 63–70, периферийные – андезин–лабрадор № 34–65), в меньшей степени, авгитом и псевдоморфозами боулингита(?)–иддингсита по оливину. Основная масса интерсертальной, реже – микродолеритовой структуры состоит из андезина–лабрадора № 45–58 (40 %), авгита (35 %), псевдоморфоз вторичных минералов по оливину (5–10 %), титаномагнетита и ильменита (8–10 %), вулканического стекла (5–10 до 20 %), калишпата (1–3 %), палагонита (5–10, реже – 15–20 %).

Субщелочные оливиновые долериты интрузивной фации – порфировые породы с полнокристаллической основной массой, состоят из плагиоклаза (40 %), авгита (30 %), оливина, часто замещенного боулингитом(?)–иддингситом (15 %), калишпата (5 %), титаномагнетита и ильменита (8–10 %). Плагиоклаз вкрапленников зональный: в центральных участках зерен битовнит № 69–78, периферийных – андезин–лабрадор № 45–67; в микролитах – лабрадор № 50–62. Структура пород офитовая с порфировыми выделениями плагиоклаза либо пойкилоофитовая – с широкотаблитчатыми зернами авгита.

Высококалиевые трахибазальты обладают резко порфировым строением, размеры интрателлурических вкрапленников лабрадора–битовнита № 65–83 % (10–15 %) достигают 2–3 см. Основная масса интерсертальной, гиалопилитовой структуры; состоит из андезина–лабрадора № 45–52 % (50 %), клинопироксена (15–25 %), рудных зерен (7–10 %), калишпата (7–10 %), вулканического стекла (10–15 %). Кварц (5–10 %) образует изолированные участки аллотриоморфных зерен.

Палагонитовые базальты – порфировые породы с вкрапленниками (1–3 %) лабрадора № 58–65 и клинопироксена. Основная масса интерсертальной, микродолеритовой структуры, состоит из андезина–лабрадора № 48–55 (50 %), клинопироксена (30 %), рудных зерен (8–10 %), палагонита (8–10 %), вулканического стекла (2–7 %), в незначительном количестве – анальцима.

В андезидацитах вкрапленники (3–5 %) сложены зональным андезином–лабрадором № 45–55 и, в меньшей степени, псевдоморфозами вторичных минералов по ортопироксену. Основная масса породы микрофельзитовой, реже – гиалопилитовой, структуры содержит 10 % микролитов олигоклаза–андезина, 3 % рудных зерен.

Пижонитовые дациты содержат 7–10 % вкрапленников, представленных оплавленными зональными зернами андезина–лабрадора № 45–65 и гиперстеном. Основная масса сферолито–гиалопилитовой структуры сложена вулканическим стеклом, содержащим 10–15 % микролитов андезина–лабрадора № 45–53, 10 % пижонита, 15 % сферолитов калишпата.

Риодациты содержат вкрапленники (5–10 %) альбитизированного плагиоклаза, реже – псевдоморфоз вторичных минералов по ортопироксену. Основная масса содержит 40–50 % калишпата, 15–25 % кварца, 10–15 % кислого плагиоклаза, 3–5 % рудных зерен; структура микропойкилитовая, если ксеноморфные зерна калишпата и кварца прорастают друг друга и включают микролиты плагиоклаза или сферолито-микрофельзитовая, если калишпат образует сферолиты.

Вкрапленники в трахириодацитах составляют 5–10 % и представлены альбитизированным полевым шпатом и псевдоморфозами вторичных минералов по ортопироксену. Основная масса сложена сферолитами калишпата (50–70 %), проросшими лейстами кислого плагиоклаза (10–15 %), аллотриоморфными выделениями кварца (15–25 %), рудными зернами (3–5 %); структура сферолитовая, реже – типа “пальметта”.

По химизму описанные породы относятся к субщелочному и нормальному ряду (рис.). Большинство из них принадлежит к калиево-натриевой серии. Исключение составляют риодациты и трахириодациты калиевой серии; согласно [1], такое соотношение щелочей в этих породах характерно для поздних этапов развития зон активизации континентов. Породы основного состава низко-, реже – умеренно глиноземистые; средне-кислого состава высокоглиноземистые, а трахириодациты – весьма высокоглиноземистые. Вулканиты принадлежат к толеитовой серии, за исключением андезидацитов и риодацитов (известково-щелочная серия). Субщелочные базальты и долериты проявляют повышенную железистость (13.26 % и 14.67 %) и заниженную титанистость (1.33 % и 1.84 %). Кислые же дифференциаты базитов, напротив, нередко содержат повышенные количества TiO₂, MgO, Fe₂O₃* (табл.). Отмечены вариации содержания TiO₂ в палагонитовых базальтах по площади распространения.

Сравнение химизма пород вулканогенной формации венда Беларуси с неопротерозойскими платобазальтами востока Северной Америки [4] (рис. 1) показывает сходство составов средне-вендских платобазальтов Америки и субщелочных базальтов Беларуси.

 

Литература

1. Магматические горные породы. Т. 1, 2. М.: Наука, 1983. 767 с.

2. Махнач А. С., Веретенников Н. В. Вулканогенная формация верхнего протерозоя (венда) Белоруссии. Минск.: Наука и техника, 1970. 236 с.

3. Носова А. А., Веретенников Н. В., Левский Л. К. Природа мантийного источника и особенности коровой контаминации неопротерозойских траппов волынской провинции (Nd- и Sr-изотопные и ISP–MS–геохимические данные) // Докл. РАН, 2005. Т. 400, № 4.С. 1–5.

4. Puffer J. H. A Late Neoproterozoic Eastern Laurentian Superplume: location, size, chemical composition, and environmental impact // Amer. J. Science, 2002, V. 302. P. 1–27.