2011

Тезисы международной конференции

Рудный потенциал щелочного, кимберлитового

 и карбонатитового магматизма

Abstracts of International conference

Ore potential of alkaline, kimberlite

and carbonatite magmatism

Этапы магматизма неопротерозойской Волынско-Брестской трапповой провинции юго-запада Восточно-Европейской платформы

Кузьменкова О.Ф.

Государственное предприятие «БелНИГРИ», г. Минск, Беларусь

kuzmenkovaof@mail.ru

Волынско-Брестская трапповая провинция (ВБП) расположена на юго-западной окраине Восточно-Европейского кратона (ВЕК) [1, 2, 3]. Она маркирует неопротерозойскую пассивную окраину, которая сформировалась в ходе распада суперконтинента Родиния, приведшего к раскрытию океана Япетус (и его ответвления – моря Торнквиста), разделившего Балтику, Лаврентию и Амазонию около 600 – 570 млн. лет назад [4]. Особенности тектонической позиции ВБП определяются, с одной стороны, ее субмеридиональным простиранием вдоль Транс-Европейской сутурной зоны ВЕК – линии Тейссера-Торнквиста (ТТ), с другой – положением в пределах прилегающих к ТТ вкрест простирания более ранних архейских, палео- и мезопротерозойских структур фундамента [5, 6].

Наиболее ранние траппы 1 стадии магматизма ВБП – магнезиальные (MgO = 21,17%) породы ультраосновного-основного состава нормального ряда (пикробазальты, меланогаббро) [3, 7] незначительно распространенные на площади ВБП вдоль линии ТТ и пока слабо изучены. Для них характерны высокие содержания Cr (порядка 1000 г/т), Ni (порядка 300 – 500 г/т) при низких Si (SiO₂ = 42,11%), Al (Al₂O₃ = 6,74%) и щелочных металлов (Na₂O = 0,28; K₂O = 0,12). Высокодифференцированный спектр элементов-примесей с выраженными минимумами Ti, Eu указывают на значительное обогащение расплавов литосферным и коровым компонентом (рис.).

Гипабиссальные траппы ВБП 2 стадии магматизма – мощные силлы высоко-Ti габбро-долеритов расположены в осевой части юго-западного окончания рифейского Волыно-Оршанского авлакогена (ВОА), унаследовавшего положение палеопротерозойского Осницко-Микашевичского вулкано-плутонического пояса (ОМВП) и Центрально-Белорусской зоны (ЦБЗ). Кольцеобразное в плане расположение интрузий, контролируемое глубинными разломами северо-восточного простирания, в непосредственной близости к линии ТТ, маркирует положение в этом районе головы плюма. Литолого-палеогеографические реконструкции условий осадконакопления в раннем венде [2, 5] не исключают возможности существования здесь сводового поднятия, обусловленного подъемом плюма. Подстилающие вулканогенную толщу отложения покровно-ледниковой формации вильчанской серии раннего венда, выполняющие Кобринско-Могилевский палеопрогиб, наследующий положение ВОА, практически отсутствуют на площади развития интрузий габбро-долеритов и распространены к северо-востоку, где их мощность более 300 м, и незначительно – к юго-западу от нее. Территория предполагаемого сводового поднятия, где ледниковые отложения либо не формировались, либо были впоследствии смыты, и прилегающие к ней с севера и юга площади ВБМП перекрыты маломощными, спорадически развитыми поствильчанскими пролювиально-алллювиальными аркозовыми песчаниками горбашевской свиты. Эти отложения формировались в континентальной обстановке дифференцированных подвижек палеорельефа, которые могли сопровождаться  внедрением интрузий габбро-долеритов. Отправным центром неопротерозойского магматизма ВБП следует считать реологически наиболее ослабленную область тройного сочленения рифейских рифтогенных структур – ВОА северо-восточного простирания и рифта моря Торнквиста северо-западного простирания.

Сформированные на 3 и 4 стадиях магматизма соответственно нижняя толща базальтов субщелочного ряда и их туфов и верхняя толща толеитовых базальтов нормального ряда и их туфов, составляющих основной объем продуктов магматической деятельности ВБП, знаменуют собой растекание головы плюма у подошвы литосферы и активное плавление последней. В наибольшей степени подъем астеносферного слоя, насыщение литосферной мантии и коры магматическими каналами и промежуточными камерами происходили в наиболее проницаемых областях, испытавших тектоно-магматическую активизацию в палео- и мезопротерозое. Эти области (западная и центральная части провинции) имеют меньшую мощность литосферы (<180 км) [5] и маркируются распространением здесь низко-Ti базальтов верхней и нижней толщ ВБМП в отличие от северо- и юго-восточной областей провинции с более мощной (180 –200 км) и холодной литосферой ядерных частей протократонов; здесь развиты высоко-Ti базальты [6]. 

Низко-Ti разности базальтов в наибольшей степени проявляют геохимические метки контаминации коровым материалом (рис.): обогащение LIL (Cs, Rb, Ba) относительно HFSE (Th, U, Zr, Hf, Nb, Ta), высокофракционированный спектр легких РЗЭ (La/Sm_n = 3,16 – 3,68), отрицательные аномалии Nb и Ta (La/Nb_n = 2,25 – 2,98), более глубокая отрицательная аномалия Sr по сравнению с высоко-Ti базальтами (La/Sm_n = 2,05 – 2,28; La/Nb_n = 1,09 – 1,6). В то же время, расплавы более ранних субщелочных базитов (эффузивных и интрузивных) 3 стадии магматизма более обогащены коровой компонентой, чем расплавы толеитовых базальтов 4 стадии. Лучше всего это отражают изотопные параметры Sr и Nd для этих пород [6]: для высоко- и низко-Ti толеитов соответственно ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr₍₅₅₀₎ = 0,705150 – 0,710582, εNd₍₅₅₀₎ = -0,7 – -1,0 и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr₍₅₅₀₎ = 0,707283 – 0,70735, εNd₍₅₅₀₎ = -2,7 – -2,9; для высоко- и низко-Ti субщелочных базитов – ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr₍₅₅₀₎ = 0,70794 – 0,71003, εNd₍₅₅₀₎ = 0,2 – -3,5 и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr₍₅₅₀₎ = 0,70641 – 0,71059, εNd₍₅₅₀₎ = -5,8 – -8,9. Очевидно, субщелочные магмы, которые генерировали больший спектр дифференциатов, чем поздние толеитовые магмы, “пробивая” путь на поверхность, находились более длительное время в промежуточных камерах, где происходили процессы ассимиляции в ходе фракционной кристаллизации.

Появление в центральной части Подлясско-Брестской впадины кислых вулканитов (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr₍₅₅₀₎ = 0,72773– 0,73702, εNd₍₅₅₀₎ = -11,7 – -11,8) – продуктов 3 стадии магматизма объясняется более длительной задержкой здесь базальтовых магм, вызвавшей немодальное плавление средне-верхнекорового материала с преимущественным плавлением высоко-Rb фазы. Объяснение задержки расплавов именно в этом районе следует искать в реологических свойствах верхней коры БПГП, листрическое строение которой с углами наклона перемежающихся пластов гранулитовых блоков и бластомилонитов порядка 70⁰ в верхней части и выполаживающимися до 10 – 30⁰ на глубине 10 – 12 км (падение на запад) [5] создавало cвоего рода слабопроницаемую сдерживающую “покрышку” для базальтовых магм.

Все магматические породы провинции принадлежат к внутриплитным континентальным толеитам и проявляют сходство составов с OIB [8]. Состав мантийного источника базальтовых магм можно объяснить присутствием двух компонентов мантии: плюмового (конвектирующий подлитосферный резервуар РМ-типа) и литосферного (метасоматизированная континентальная литосфера – резервуар ЕМ-типа).

Характерные геохимические метки пород ВБП: обогащенность Fe, обедненность Ca, Cr, Ni (Cr, Ni – кроме пикробазальтов); отрицательные аномалии Nb, Та, Sr и положительная – Pb на нормализованном спектре элементов-примесей (рис.). Указанные аномалии наименее интенсивно проявлены или отсутствуют (Та, Nb) в составах высоко-Ti габбро-долеритов 2 стадии магматизма провинции. Расплавы этих пород (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr₍₅₅₀₎ = 0,706403 – 0,706454, εNd₍₅₅₀₎ = -2,5 – -2,6) формировались при небольшой степени плавления мантийного источника, для которого вклад плюмовой компоненты (конвектирующей сублитосферной мантии) проявлен в большей, а континентальной литосферы – в меньшей степени, чем для остальных пород ВБП. Наиболее интенсивно аномалии Та, Nb, Sr, Pb обозначены для пикробазальтов – продуктов 1 стадии магматизма провинции. Генерирование низкощелочных, высоко-Cr у/основных расплавов, очевидно, происходило при наибольшей степени плавления литосферной мантии, когда растягивающие напряжения в осевой части рифта моря Торнквиста достигли значительных масштабов, что и привело к формированию пассивной окраины континента.

Исследования выполнены при финансовой поддержке гранта БРФФИ Х11-132

Литература:

1.         Ушакова З.Г. Нижнепалеозойская трапповая формация западной части Русской платформы / Труды ВСЕГЕИ. 1962. Т.30. 108 с.

2.         Махнач А.С., Веретенников Н.В., Шкуратов В.И., Бордон В.Е. Рифей и венд Белоруссии. Мн.: Наука и техника, 1976. 360 с.

3.         Воловник Б.Я. Трапповая формация Волыно-Подолии / Тектоника и стратиграфия. Киев, 1975. Вып. 8. С. 28 – 33.

4.         Meert J.G., Torsvik T.H. The making and unmaking of a supercontinent: Rodinia revisited / Tectonophysics, 2003. № 375. P. 261 – 288.

5.         Геология Беларуси. Мн.: ИГН НАН Беларуси, 2001. 815 с.

6.         Носова А.А., Кузьменкова О.Ф., Веретенников Н.В., Петрова Л.Г. Основные типы пород неопротерозойской Волынско-Брестской магматической провинции, их пространственно-временное распределение и генезис / Мiдь Волинi. Науковi працi Iнст. фунд. дослiд. Киев: Знання, 2006. С. 29 – 39.

7.         Krziminska, E. The late neoproterozoic flood basalts of eastern Poland // Мiдь Волинi. Науковi працi Iнст. фунд. дослiд. Киев: Знання, 2006. С. 159 – 170.

8.         Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic sysstematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes  / Magmatism in the oceanic basins, Geol. Soc. Spec. Publ., 1989. № 42. P. 313 – 345.

Magmatism stages of Neoproterozoic Volyn-Brest trappean province of the East European Platform southwest

Kuzmenkova O.

Belorussian Geological Exploration Research institute, Minsk, Belarus

 kuzmenkovaof@mail.ru