О. Ф. Кузьменкова
Институт геохимии и геофизики НАН Беларуси,
г. Минск lapts@igs.ac.by
 
Вендская вулканогенная формация Беларуси
(особенности минерального и химического состава пород)
(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
 
1
(n=21)
2
(n=5)
3
(n=2)
4
(n=24)
5
(n=29)
6
(n=12)
7
(n=21)
8
(n=8)
SiO2
48.24
46.71
50.49
50.17
64.73
68.08
69.06
68.39
TiO2
1.84
1.33
1.67
1.86
0.89
0.77
0.80
0.93
Al2O3
13.43
15.50
17.26
13.71
14.55
12.49
12.89
12.55
Fe2O3*
14.67
13.26
11.97
15.44
4.57
4,00
4.01
5.48
MnO
0.19
0.23
0.28
0.11
0.01
0.07
0.04
0.04
MgO
7.58
8.18
5.14
6.02
3.76
0.98
2.35
0.69
CaO
6.40
7.74
2.75
8.85
2.65
2.37
1.01
0.78
Na2O
3.30
2.89
3.31
1.62
1.81
3.83
1.64
1.04
K2O
0.89
1.04
2.89
0.51
1.44
2.42
5.36
8.02
P2O5
0.30
0.28
0.38
0.24
0.16
0.17
0.12
0.15
Cумма
100.43
100.13
100.02
100.07
100.04
99.83
100.02
99.62
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.