Sources of Fine-Grained Aluminosiliciclastics for the Vendian and Early Cambrian Deposits of the Western Part of the East European Platform: Some Lithogeochemical Constraints

Толық мәтін

Источники тонкой алюмосиликокластики для отложений венда и раннего кембрия запада Восточно-Европейской платформы: некоторые литогеохимические ограничения¹

Отложения венда и нижнего кембрия на западе Восточно-Европейской платформы (ВЕП), в том числе в пределах Республики Беларусь и Волыни, где известны их наиболее полные в стратиграфическом отношении осадочные последовательности, привлекали повышенное внимание специалистов в области осадочной геологии по меньшей мере дважды. Первый пик работ подобного плана пришелся на 1970–1980-е гг. (Стратиграфия…, 1979; Палеогеография…, 1980; Rozanov, Łydka, 1987) и был во многом связан с совместными польско-советскими исследованиями стратиграфии и палеонтологии верхнедокембрийских и кембрийских отложений. Участники работ “не ставили перед собой задачу всестороннего литологического изучения” (Палеогеография…, 1980, с. 3) отложений, хотя во второй части указанной монографии рассмотрены вещественный состав нижних свит венда Подольского выступа Украинского щита, литологическая характеристика венда и нижнего кембрия Юго-Восточной Польши, Балтийской синеклизы, петрографические и минералого-геохимические особенности пограничных отложений докембрия и кембрия Юго-Восточной Польши, а также распределение в породах венда и кембрия глинистых минералов и их роль в палеогеографических построениях. Главным итогом этих работ явилась серия палеогеографических схем и карт раннего и позднего венда и раннего кембрия.

Второй пик исследований совпал со вторым десятилетием XXI в. Эти работы, в которых приняли также участие специалисты Республики Беларусь и России, проводились и продолжаются в рамках крупного проекта Польской академии наук “Расшифровка эдиакарской обстановки по неизмененным терригенным осадочным породам Восточно-Европейского кратона”. Они привели к появлению целой серии интересных публикаций (Shumlyanskyy et al., 2016; Goryl et al., 2018; Liivamägi et al., 2018, 2021; Paszkowski et al., 2019, 2021; Środoń et al., 2019, 2022, 2023; Bojanowski et al., 2020, 2021; Poprawa et al., 2020; Голубкова и др., 2021, 2022; Derkowski et al., 2021; Jewuła et al., 2022 и др.). В указанных работах проанализированы факторы, контролировавшие формирование минерального и химического состава эдиакарских и кембрийских аргиллитов запада ВЕП. Исследованы широко распространенные здесь педогенные сидериты. Высказана гипотеза о существовании на рассматриваемой территории в эдиакарии обширных неморских обстановок осадконакопления. Показано, что диагенетические процессы в терригенных толщах могли контролироваться миграцией горячих К-содержащих флюидов. Установлено присутствие в отложениях биомаркеров исключительной сохранности. Обоснован вывод о том, что развитые на базальтах Волыни палеопочвы содержат запись процессов выветривания, в минимальной степени измененную диагенетическими трансформациями. Получена важная для реконструкции истории формирования осадочных последовательностей информация об U–Pb и Hf-изотопной систематике обломочного циркона. Датированы основные события в истории становления Волынского вулканического комплекса/крупной магматической провинции на западной периферии ВЕП. Обоснован высокий биостратиграфический потенциал органостенных микрофоссилий, присутствующих в отложениях верхнего венда.

В одной из последних публикаций этой серии приведена характеристика фациального, минерального и химического состава глинистых пород эдиакария и раннего кембрия западных регионов ВЕП (Западная Беларусь и Волынь, Восточная Беларусь, окрестности г. Санкт-Петербурга и Северная Эстония, Юго-Восточная Польша, Подолия и др.) (Jewuła et al., 2022). Показано, что обстановки осадконакопления этого времени варьировали на указанной территории от субаэральных до мелководных. На севере и юге ее реконструированы две крупные эстуарные системы, открывавшиеся на восток и юг. Сформированные под их влиянием осадочные последовательности представлены петрогенными отложениями первого седиментационного цикла; источниками кластики для них выступали палеопочвы и коры выветривания на эффузивах и пирокластических породах Волынско-Брестской крупной магматической провинции (КМП) и кристаллических породах Фенноскандии, а также, возможно, Сарматии. Латеритовый, каолинит-гематитовый тип выветривания предполагает, по представлениям авторов работы (Jewuła et al., 2022), жаркий и влажный климат и окислительные обстановки на суше, хотя в ряде случаев не исключены также дизокисные условия. Указанная работа сопровождается обширным дополнительным материалом (https://doi.org/10.1016/j.precamres.2022.106850), среди которого имеется база данных о валовом химическом составе (основные породообразующие оксиды, редкие и рассеянные элементы) тонкозернистых обломочных пород (mudstone) для разных стратиграфических интервалов — доволынского, волынского, редкинского, котлинского и раннекембрийского — большинства регионов развития отложений венда и нижнего кембрия запада ВЕП.

Эти материалы использованы нами в настоящем сообщении для реконструкции по литогеохимическим данным состава источников сноса, поставлявших тонкую алюмосиликокластику в области седиментации, существовавшие на территории Республики Беларусь и Волыни (последняя является стратотипической местностью волынской серии; Палеогеография…, 1980), и особенностей их эволюции. Для сравнения привлечены также аналитические данные авторов настоящей работы, послужившие основой для публикаций, посвященных расшифровке закономерностей накопления отложений венда и раннего кембрия востока Балтийской моноклинали и Московской синеклизы (Подковыров и др., 2017, 2022; Маслов и др., 2019; Маслов, Подковыров, 2021, 2023) (рис. 1). Все перечисленные аналитические материалы представлены в ДМ²_табл. 1.

 

Рис. 1. Схема расположения рассматриваемых в статье регионов. Географическая основа заимствована с сайта https://yandex.ru/maps/?ll=166.992700%2C21.912809&z=2

 

Особый интерес для данной работы представляет существование в областях размыва на протяжении венда и раннего кембрия контрастных по химическому составу источников тонкой алюмосиликокластики: гранитов рапакиви и ассоциирующих с ними пород (Коростеньский, Корсунь-Новомиргородский, Салминский, Рижский и другие плутоны), траппов Волынско-Брестской КМП и гранитоидов, известных в свекофеннидах, Трансскандинавском поясе изверженных пород и Данополонском орогене. Наиболее ярко влияние перечисленных питающих провинций, как нам представляется, должно было сказаться именно на венд-кембрийских осадочных последовательностях Беларуси и Волыни. В Московском бассейне, расположенном несколько дальше от большинства из названных источников, формирование осадочных толщ должно было идти в условиях заметного усреднения кластики. Однако так это или нет, мы увидим далее.

ЛИТОСТРАТИГРАФИЯ И ИСТОЧНИКИ АЛЮМОСИЛИКОКЛАСТИКИ ДЛЯ ОСАДОЧНЫХ ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЕЙ ВЕНДА И НИЖНЕГО КЕМБРИЯ

В начале венда на юго-западе ВЕП, по-видимому, на финальной стадии распада Родинии сформировалась Волынско-Брестская КМП (Махнач, Веретенников, 2001; Носова и др., 2008; Kuzmenkova et al., 2011; Poprawa et al., 2020). К ней с северо-востока примыкал Кобринско-Могилевский палеопрогиб, унаследовавший положение рифейского Волыно-Оршанского авлакогена и существенно расширившийся к северо-западу. В нем формировались вулканогенно-осадочные толщи волынской серии. В позднем венде и раннем кембрии накопление терригенных отложений валдайской и балтийской серий на территории современной Беларуси происходило в обширном Кобринско-Полоцком прогибе (Геология…, 2001; Kuzmenkova et al., 2018; Paszkowski et al., 2019; Голубкова и др., 2021 и др.).

Основные черты литостратиграфии венда и нижнего кембрия

В публикации (Jewuła et al., 2022) приведены аналитические данные только для глинистых пород волынской серии, поэтому традиционно относимая в Беларуси к нижнему венду вильчанская серия (Геология…, 2001 и др.), сложенная тиллитами, песчаниками, глинисто-алевритовыми породами и глинами, нами не рассматривается. Отложения волынского этапа на территории Волыни и Беларуси (горбашевская, ратайчитская, лиозненская, гирская, клецкая, видиборская и другие свиты) (рис. 2) представлены в основании крупно- и разнозернистыми аркозовыми песчаниками и гравелитами, конгломератами и глинистыми алевролитами (Геология…, 2001; Свешников и др., 2010; Paszkowski et al., 2019). Присутствующая в матриксе конгломератов горбашевской свиты главная популяция обломочного циркона имеет возраст 1422 ± 19 млн лет (Shumlyanskyy et al., 2015). Выше залегают вулканические туфы основного, смешанного и кислого состава, туффиты, туфопесчаники и туфоконгломераты, базальты, андезиты, андезидациты, дациты, трахидациты, песчаники, алевролиты и глины, а в ряде разрезов — несортированные песчано-глинистые породы с дресвяно-гравийным материалом и дресвяно-щебенчатые брекчии. Эти образования отвечают Волынской/Волынско-Брестской КМП (Kuzmenkova et al., 2011; Shumlyanskyy et al., 2016; Paszkowski et al., 2019). Вверх по разрезу вулканогенные образования сменяются глинами и глинистыми алевролитами с прослоями и линзами песчаников, в том числе крупно- и разнозернистых и мелкогравийных; в них присутствует переотложенный вулканогенный материал, и в некоторых районах встречаются также туфоалевролиты и туфопесчаники (Геология…, 2001). Завершают волынский этап вулканомиктовые глинистые алевролиты с прослоями и линзами мелкозернистых песчаников и аргиллитов. Популяции обломочного циркона из пород ратайчитской свиты характеризуются выраженным пиком на кривой относительной вероятности с возрастом ~1.50 млрд лет и двумя небольшими пиками 1.80 и ~0.59 млрд лет или доминированием кристаллов с возрастом ~0.58 млрд лет и небольшими пиками 1.80 и 1.50 млрд лет. В туффитах, аркозовых вакках и аркозах лиозненской/гирской свиты преобладает обломочный циркон с возрастом ~1.50 млрд лет, подчиненную роль играют кристаллы с возрастами 1.80 и 0.57–0.55 млрд лет (Paszkowski et al., 2019).

 

Рис. 2. Основные литостратиграфические подразделения волынского, редкинского, котлинского и нижнекембрийского уровней рассматриваемых в настоящей работе регионов. Серый фон — отсутствие отложений

 

Отложения редкинского этапа (низовская, селявская и черницкая свиты) — это аркозовые и полевошпатово-кварцевые крупно- и грубозернистые, иногда с гравием, песчаники, алевролиты и алевритово-глинистые породы/глинистые алевролиты, аргиллиты, аргиллитоподобные глины и глины; иногда встречаются измененные пепловые туфы (Махнач, Веретенников, 2001; Махнач и др., 2005). В породах низовской свиты доминирует обломочный циркон с возрастами 1.64 и 1.58 млрд лет. Есть также единичные кристаллы с возрастами 2.84, 2.32, 1.91 и 1.83 млрд лет (Paszkowski et al., 2019). Обломочный циркон в породах селявской свиты имеет в основном возраст 1.84 млрд лет; подчиненную роль играют кристаллы с возрастом 1.59 и 1.47 млрд лет. Циркон в породах черницкой свиты имеет возраст преимущественно 1.50 и ~1.84 млрд лет. Присутствие кластеров с возрастами 1.47 и 1.59 млрд лет сближает рассматриваемую популяцию с той, что характерна для селявской свиты. Есть здесь и цирконы с возрастами 2.18 и 2.32–2.05 млрд лет (Paszkowski et al., 2019).

Отложения котлинского этапа (котлинская свита) включают грубозернистые, местами гравелистые, кварц-полевошпатовые песчаники с линзами и прослоями аргиллитоподобных глин и гравелитов, пачки переслаивания алевритистых глин, алевролитов и разно-, тонко- и мелкозернистых аркозовых песчаников. В породах котлинской свиты доминирует обломочный циркон с возрастом 1.54–1.50 млрд лет, есть также небольшие кластеры с возрастами 1.62 и 1.84–1.80 млрд лет. Единичные кристаллы имеют возраст между 2.75 и 1.96 млрд лет и ~3.28 млрд лет (Paszkowski et al., 2019).

К раннекембрийскому этапу на территории Республики Беларусь принадлежат полевошпатово-кварцевые песчаники с глауконитом, алевролиты и глины, сменяющиеся глинами с прослоями кварцевых и полевошпатово-кварцевых алевролитов и песчаников с глауконитом и иногда гравелитов, принадлежащие ровeнскому (рытская и рудаминская свиты) и лонтоваскому (страдечская и лонтоваская свиты) горизонтам (Геология…, 2001). В нижнекембрийских песчаниках доминирует обломочный циркон с возрастом 1.49 млрд лет, хотя в ряде случаев ситуация может быть иной (Paszkowski et al., 2019).

На востоке Балтийской моноклинали отложения волынского уровня отсутствуют. К редкинскому уровню принадлежит старорусская свита, представленная песчаниками с прослоями алевролитов и аргиллитов, а также песчанистыми аргиллитами с глинистыми пудинговыми песчаниками или без них. Котлинский уровень объединяет внизу алевроаргиллиты и полевошпатово-кварцевые и кварцевые песчаники, а вверху — ламинаритовые, часто с сидеритом, глины с редкими прослоями полевошпатово-кварцевых песчаников василеостровской свиты (Государственная…, 2012; Подковыров и др., 2017). Залегающая выше воронковская свита, представленная иллит-каолинитовыми глинами с линзами кварцевых песчаников, принадлежит ровенскому горизонту венда. Однако в Беларуси ровенский горизонт рассматривается как нижнекембрийское подразделение (Стратиграфические…, 2010). В таком варианте, принимаемом и нами, нижнекембрийские отложения на востоке Балтийской моноклинали объединяют полевошпатово-кварцевые песчаники, аргиллиты, песчанистые алевролиты, глины с лепидокрокитом, каолинитизированные и лимонитизированные кварцевые песчаники, пачки переслаивающихся кварцевых песчаников, алевролитов и глин, а в верхней части толщу глин с прослоями полевошпатово-кварцевых песчаников и алевролитов (воронковская, ломоносовская и сиверская свиты).

Песчаники редкинского горизонта востока Балтийской моноклинали содержат обломочный циркон, формирующий на кривой относительной вероятности возрастов пики 2069, 1998, 1924, 1896, 1796 и 1576 млн лет. Обломочный циркон из пород котлинского горизонта демонстрирует пики возрастов 1880, 1830, 1650, 1600 млн лет (Ивлева и др., 2016; Ershova et al., 2019). Все они сопоставимы с возрастами магматических пород южной части Балтийского щита (свекофеннские интрузии, Салминский плутон гранитов рапакиви и др.). Предполагается, что источником кластики для отложений верхнего венда данного региона могли являться именно они (Ивлева и др., 2016, 2018; Подковыров и др., 2017). В то же время в песчаниках василеостровской свиты наблюдается большая доля циркона с позднемезопротерозойскими и ранненеопротерозойскими возрастами (Ивлева и др., 2018). Циркон примерно такого же возраста установлен в вендских и кембрийских породах Тимана. Это дает основание думать, что уже во время накопления василеостровской свиты в исследуемый регион начинал поступать обломочный материал с востока. В нижнекембрийских отложениях преобладают зерна циркона мезопротерозойского возраста, появляется значительное число кристаллов с неопротерозойским и раннекембрийским возрастом. По-видимому, в самом начале кембрия (лонтоваское и доминопольское время) при сохранении сноса с Балтийского щита заметную роль в качестве источника кластики начала играть и тиманская окраина Балтики (Ershova et al., 2019).

В Московской синеклизе волынские отложения отсутствуют. Редкинский уровень (гаврилов-ямская, непейцинская и макарьевская свиты) представлен аргиллитами с прослоями и пластами алевролитов и песчаников (Кузьменко и др., 1996; Государственная…, 2016). Котлинский уровень (любимская и решминская свиты) сложен песчаниками, алевролитами, гравелитами и конгломератами, а также аргиллитами и аргиллитоподобными глинами. Отложения нижнего кембрия (в принимаемом нами варианте это некрасовская, лежская и галичская свиты) представлены песчаниками с глауконитом, пачками переслаивания алевролитов и аргиллитов, а также аргиллитоподобными глинами.

Обстановки накопления осадочных последовательностей

Накопление отложений венда и нижнего кембрия во всех рассматриваемых нами в данной работе регионах происходило в аллювиальных конусах выноса, русловых и пойменных зонах, на приливно-отливных и болотно-лагунных равнинах, а также в прибрежно- и мелководно-морских обстановках (открытые части крупных заливов, верхний шельф и т.п.) (Подковыров и др., 2017; Jewuła et al., 2022; Маслов, Подковыров, 2023). Формирующиеся в перечисленных обстановках осадки в значительной мере наследуют распределение ряда слаборастворимых в воде редких и рассеянных элементов (Th, La, Sc, Co, Cr, Ni, V и др.), существовавшее в породах источников сноса (Taylor, McLennan, 1985; McLennan, 1989; McLennan et al., 1990, 1993; Интерпретация…, 2001; Geochemistry…, 2003; Маслов и др., 2018).

Возможные источники тонкой алюмосиликокластики

По приведенным в работе (Палеогеография…, 1980) данным, в редкинское время для рассматриваемой нами территории ВЕП снос кластики происходил с выступов Белорусско-Мазурского щита. Значительное количество грубообломочного материала в начале этого времени поступало из западных районов Подлясско-Брестской впадины и Волыни, где интенсивно размывались волынские траппы. Дополнительными источниками сноса являлись локальные поднятия фундамента на территории современной Эстонии и сопредельных регионов. В начале котлинского этапа размыв затрагивал Балтийский щит и Белорусско-Мазурское поднятие, а также локальные поднятия на границе Эстонии и Латвии и на юго-востоке Литвы (Палеогеография…, 1980). Предполагалось также, что в лонтаваское время источники кластики существовали на территории современных Финляндии и Швеции. На юге поставщиком обломочного материала являлся Украинский щит.

Результаты определения U–Pb изотопных возрастов обломочного циркона в отложениях венда и нижнего кембрия, распространенных на территории Беларуси и Волыни, позволяют считать, что источниками кластики для них выступали в разных соотношениях палеопротерозойские (2.0–1.8 млрд лет) комплексы пород Фенноскандии и Сарматии, изверженные породы Трансскандинавского пояса (TIB, 1.81–1.76 млрд лет), граниты рапакиви и ассоциирующие с ними породы (1.65–1.50 млрд лет), магматические образования Данополонского орогена (1.47–1.44 млрд лет) и траппы Волынско-Брестской КМП (Paszkowski et al., 2019). Временнόй интервал формирования последних — 620–550 млн лет (Paszkowski et al., 2019); по данным (Środoń et al., 2023), первая фаза магматизма (преимущественно излияния основных лав) в указанной провинции имела место 580–567 млн лет назад, вторая (извержения кислой пирокластики) завершилась около 545 млн лет назад.

Изотопный состав Lu и Hf обломочного циркона волынской и валдайской серий на территории Беларуси и Волыни позволяет, кроме того, предполагать, что источниками их выступали магматические породы с модельным возрастом 2.3–2.1 млрд лет. Такие образования широко распространены в пределах Сарматии. В то же время на приведенных в работе (Paszkowski et al., 2019, fig. 6) кривых относительной вероятности возрастов обломочного циркона отсутствуют пики возрастов, сопоставимые с возрастами кульминации магматических и метаморфических событий на северной, северо-восточной и юго-западной периферии Сарматии (2.10–2.04 млрд лет; Савко и др., 2014, 2017, 2021). Источником циркона с неопротерозойскими возрастами мог являться и террейн Скифия (Paszkowski et al., 2019). Хорошо выраженные возрастные пики, характерные для популяций обломочного циркона, свидетельствуют, по мнению авторов указанной работы, о коротких расстояниях транспортировки их до областей накопления.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ

Общая характеристика глинистых пород венда и нижнего кембрия

Для волынско-нижнекембрийского интервала Западной Беларуси и Волыни, а также Восточной Беларуси в работе (Jewuła et al., 2022) приведено соответственно 102 и 103 анализа валового химического состава аргиллитов. При этом максимальное содержание SiO₂ для аргиллитов первого из названых регионов составляет 99.3 мас.%, для аргиллитов второго — 91.8 мас.%. Это предполагает, что в составе выборок кроме собственно глинистых и алевритисто-глинистых пород присутствуют также алевролиты и песчаники (рис. 3). Учитывая сказанное, в настоящей работе мы ограничились исследованием аргиллитов с содержанием SiO₂ ≤ 66 мас.%. В результате анализируемая далее выборка аргиллитов Западной Беларуси и Волыни включает 96 образцов, а аргиллитов Восточной Беларуси — 93 образца (ДМ_табл. 2).

 

Рис. 3. Положение фигуративных точек состава всех аргиллитов из работы (Jewuła et al., 2022) на диаграмме log(SiO₂/Al₂O₃)–log(Fe₂O₃*/K₂O) (а) и аргиллитов той же выборки с содержанием SiO₂ < 66 мас.% (б)

1 — Западная Беларусь и Волынь; 2 — Восточная Беларусь; 3 — референтные точки различных типов глин (Логвиненко, 1967): 1а — глина каолинитовая; 1б — глина каолинитовая (первичный каолин); 1в — глина каолинитовая (вторичный каолин); 2а, 2б — глина иллитовая; 3 — глина смектитовая

 

На основе данных о содержании ряда основных породообразующих оксидов в тонкозернистых обломочных породах венда и нижнего кембрия всех четырех регионов (Подковыров и др., 2017; Jewuła et al., 2022; Маслов, Подковыров, 2023 и др.) построена диаграмма (K₂O + Na₂O)/Al₂O₃–(Fe₂O₃* + MgO)/SiO₂ (диаграмма НКМ–ФМ; Юдович, Кетрис, 2000), позволяющая судить об их минеральном составе. Точки состава глинистых пород волынской серии Западной Беларуси и Волыни расположены на ней в основном в полях II (преимущественно смектитовые глины с примесью каолинита и иллита) и V (хлорит-смектит-иллитовые глины). Точки таких же по гранулометрическому составу пород редкинского этапа присутствуют в полях II, III (преимущественно хлоритовые глины с примесью Fe-иллита), IV (хлорит-иллитовые глины), V и VI (иллитовые глины со значительной примесью дисперсных полевых шпатов). Котлинские аргиллиты локализованы преимущественно в поле II и области перекрытия его с полем I (преимущественно каолинитовые глины). Наконец, фигуративные точки аргиллитов нижнего кембрия сосредоточены в основном в поле V (рис. 4а). Точки состава глинистых пород волынского этапа Восточной Беларуси расположены на указанной диаграмме в области перекрытия полей IV и V, а точки верхневендских аргиллитов сконцентрированы в поле II и области перекрытия его с полем V (рис. 4б). Примерно такое же положение характерно и для фигуративных точек глинистых пород верхнего венда и нижнего кембрия востока Балтийской моноклинали (рис. 4в). Точки состава аргиллитов Московской синеклизы сосредоточены в основном в поле V и области его перекрытия с полем II (рис. 4г).

 

Рис. 4. Положение фигуративных точек аргиллитов волынского (1, 5), редкинского (2, 6, 8, 11), котлинского (3, 7, 9, 12) и нижнекембрийского (4, 10, 13) стратиграфических уровней/этапов Западной Беларуси и Волыни (а), Восточной Беларуси (б), востока Балтийской моноклинали (в) и Московской синеклизы (г) на диаграмме (K₂O + Na₂O)/Al₂O₃–(Fe₂O₃* + + MgO)/SiO₂

Звездочки — референтные составы глинистых минералов (Фролов, 1993): 1 — каолинит, 2 — иллит, 3 — смектит. Поля состава глинистых пород: I — преимущественно каолинитовые, II — преимущественно смектитовые с примесью каолинита и иллита, III — преимущественно хлоритовые с примесью Fe-иллита, IV — хлорит-иллитовые, V — хлорит-смектит-иллитовые, VI — иллитовые со значительной примесью дисперсных полевых шпатов

 

Сравнение с PAAS

Ярко выраженная особенность состава аргиллитов Западной Беларуси и Волыни — содержание Fe₂O₃* (суммарное железо в виде Fe₂O₃) > 13 мас.% в более чем 30% образцов, принадлежащих преимущественно к редкинскому уровню, а также к волынской серии. Для глинистых пород волынского и редкинского уровней соответственно Восточной Беларуси и Западной Беларуси и Волыни характерно также более высокое, чем в среднем постархейском австралийском глинистом сланце (PAAS; Taylor, McLennan, 1985), содержание TiO₂. Аргиллитам большинства литостратиграфических подразделений свойственно заметно пониженное относительно PAAS содержание СаО и Na₂O. Исключением являются аргиллиты волынского уровня Беларуси и Волыни, а также редкинские и котлинские аргиллиты Московской синеклизы, обладающие сопоставимым с PAAS содержанием Na₂O. Глинистые породы волынско-редкинского интервала Беларуси и Волыни имеют варьирующее относительно PAAS содержание P₂O₅; для аргиллитов других уровней оно меньше, чем в PAAS.

Сопоставление с PAAS концентраций только тех редких и рассеянных элементов, которые использованы при построении различных диаграмм, показало следующее. Среднее содержание Sc в глинистых породах венда и нижнего кембрия всех четырех рассматриваемых регионов варьирует от 0.94 ± 0.12 PAAS (редкинский уровень, Московская синеклиза) до 1.69 ± 0.43 PAAS (тот же уровень, Западная Беларусь и Волынь). Среднее содержание Co минимально в аргиллитах редкинского уровня Восточной Беларуси (0.76 ± 0.29 PAAS), а максимально в глинистых породах этого же этапа Западной Беларуси и Волыни (1.33 ± 0.95 PAAS). Минимальное значение Cr_{среднее} составляет 0.45 ± 0.35 PAAS и свойственно глинистым породам волынского уровня Западной Беларуси и Волыни, тогда как максимальная его величина (1.02 ± 0.72 PAAS) характерна для аргиллитов котлинского уровня названного региона. Средние концентрации La, Ce, Nd, Sm, Eu, Gd и Yb заметно выше, чем в PAAS, в глинистых породах редкинского уровня Западной Беларуси и Волыни, а также волынского и редкинского уровней Восточной Беларуси. В верхневендских аргиллитах Московской синеклизы они, напротив, немногим выше, чем в PAAS (рис. 5).

 

Рис. 5. Нормированное по PAAS содержание ряда редких и рассеянных элементов в аргиллитах венда и нижнего кембрия рассматриваемых в данной работе регионов

а — волынский стратиграфический уровень Западной Беларуси и Волыни; б — редкинский уровень того же региона; в — котлинский уровень того же региона; г — волынский уровень Восточной Беларуси; д — редкинский уровень Восточной Беларуси; е — котлинский уровень того же региона; ж — редкинский уровень Московской синеклизы; з — котлинский уровень Московской синеклизы

 

Прототипы возможных источников тонкой алюмосиликокластики

С учетом всего сказанного выше мы использовали в качестве возможных прототипов/примеров источников обломочного материала для отложений венда и нижнего кембрия Беларуси и Волыни, а также востока Балтийской моноклинали и Московской синеклизы ряд магматических комплексов и ассоциаций, для которых в литературе приведены сведения о возрасте и валовом химическом составе (здесь они не повторяются) пород. Это не означает, что именно названные далее комплексы и ассоциации выступали источниками кластики для рассматриваемых нами осадочных последовательностей; они только позволяют определиться с теми или иными их литогеохимическими ограничениями.

Палеопротерозойские (2.0–1.8 млрд лет) комплексы пород Фенноскандии представлены в нашем банке аналитических данных образованиями вулканических центров Ориярви и Энклинге Юго-Западной Финляндии (породы от габбро до гранитов и вулканические породы с возрастом 1.90–1.88 млрд лет; Kara et al., 2018), продуктами адакитового и ТТГ-подобного магматизма (граниты, диориты, гранодиориты, тоналиты, чарнокиты и трондьемиты) там же (Väisänen et al., 2012) и ортопородами свекокарелид Пояса Саво Западного Приладожья (Котова, Подковыров, 2014). К ним принадлежат также гранитоиды интрузии Бакэби и риолиты Юго-Восточной Швеции (Mansfeld, 1996). На восточном (в современных координатах) фланге Сарматии 2.20–2.14 млрд лет назад сформировалась островодужная система, а позднее возник Волго-Донской ороген (Щипанский и др., 2007; Терентьев и др., 2014; Savko et al., 2018). Распад его (~2.06 млрд лет) привел к внедрению гранитоидов S-, A- и I-типов, диоритов, габброидов, перидотитов, сиенитов, карбонатитов и бимодальных вулканитов (Савко и др., 2019). Однако обломочный циркон с такими возрастами в породах венда и нижнего кембрия Беларуси, Волыни и востока Балтийской моноклинали практически отсутствует, что указывает, по всей видимости, на невовлеченность перечисленных источников в размыв. Можно предположить, что источником циркона с возрастами ~2.0 млрд лет был Осницко-Микашевичский вулканоплутонический пояс Украинского щита, представлявший ~1.98–2.0 млрд лет назад активную континентальную окраину (Шумлянский, 2014). Сложен он метадиабазами, долеритами и трахидолеритами, габбро-долеритами и габбро, диоритами, гранитами, лейкогранитами и аляскитами, сиенитами, дацитами, трахи- и риодацитами, риолитами (Аксаментова, 1997). Примерно в это же время на востоке Восточно-Воронежской провинции формировались гранитоиды Романовского и Ворошиловского массивов (Савко и др., 2011).

Трансскандинавский пояс изверженных пород (TIB), окаймляющий Свекофеннский домен с юго-запада, сформирован в результате орогенеза, временные рамки которого понимаются разными исследователями несколько по-разному — от 1.85–1.81 до 1.76–1.67 млрд лет. Для получения обобщенной геохимической характеристики слагающих его образований мы используем аналитические данные для кислых магматических пород с возрастом ~1.80–1.79 млрд лет, вскрывающихся в тектоническом окне Ромбак в центральной части Норвегии (Korneliussen, Sawyer, 1989). В скандинавских каледонидах к этому поясу относятся кварцевые монцониты комплекса покровов Сталон и кварцевые монцодиориты и монцониты комплекса покровов Аммарнас (Grimmer et al., 2016). На юго-востоке Швеции к TIB принадлежат гранитоиды и сиениты комплекса Вестервик; формирование их происходило 1.87–1.84 и 1.81–1.77 млрд лет назад (Nolte et al., 2011). Имеющие островодужную природу габбро, габбро-нориты, лейкогаббро и кварцевые дио­риты с возрастом 1.87–1.78 млрд лет в центральной части Швеции также рассматриваются как составная часть TIB (Rutanen, Andersson, 2009). Это же можно сказать о гранитоидах южной части о-ва Готланд с возрастом 1845 ± 4 млн лет, кварцевых монцонитах (1799 ± 4 млн лет) района Бода Хамн, северный Эланд, таких же породах района Валснес, центральный Эланд (1788 ± 5 млн лет), а также гранидиоритах, вскрытых скважинами у побережья Латвии и Литвы. Последние сопоставляются с ортогнейсами провинции Блекинге на юге Швеции, а также с ортогнейсами Северной Польши (Salin et al., 2019). Еще один пример магматических образований TIB — пост- и анорогенные гранитоиды комплекса Дала и ассоциирующие с ними кислые вулканиты центральной Швеции (1.79, 1.70–1.68 млрд лет; Ahl et al., 1999).

В качестве примеров гранитов рапакиви, выступавших источниками обломочного циркона с возрастами от 1.65 до 1.50 млрд лет, мы рассматриваем Рижский батолит и ряд небольших его штоков на территории Эстонии и Латвии (Kirs et al., 2004), а также Выборгский и Салминский батолиты (анортозиты, габбро-нориты, монцониты, кварцевые сиениты, биотитовые и Li-F граниты и др.) (Ларин, 2011). По данным (Конышев и др., 2020; Konyshev, 2023), последний включает: 1) биотит-амфиболовые и фаялитсодержащие граниты и кварцевые сиениты; 2) биотитовые граниты; 3) топазсодержащие граниты. Еще один возможный источник кластики — анортозиты Северной Польши (массивы Сувалки и Сейны, принадлежащие восточной части Мазурского анортозит-мангерит-чарнокит-гранитного (AMCG) комплекса, сложенного рапакивиподобными гранитоидами и ассоциирующими с ними породами (Wiszniewska et al., 2002)).

Возможно, источниками кластики являлись и граниты рапакиви Сарматии, такие как Корсунь-Новомиргородский и Коростеньский комплексы/массивы, краткая характеристика химического состава которых приведена в (Гранитоиды…, 1993). Первый включает монцониты, кварцевые монцониты и сиениты, граниты рапакиви, а также аплитовидные граниты. Второй представлен кварцевыми монцонитами и сиенитами, монцонитами, гранитами рапакиви и рапакивиподобными гранитами, гранит-порфирами и аплит-пегматоидными гранитами. Формирование основного объема гранитов рапакиви происходило 1770–1765 млн лет назад (Amelin et al., 1994; Ларин, 2011).

Примерами магматических образований Данополонского орогена в нашей работе являются гранитоиды и ортогнейсы (~1.45 млрд лет) о-ва Борнхольм (Johansson et al., 2016). В Литве к названному орогену относятся плутоны AMCG-ассоциации — кварцевые монцодиориты Рукай, монцониты и граниты Гелува (Skridlaite et al., 2007). К нему же принадлежат граниты, вскрытые скв. G 14-1 в Балтийском море северо-восточнее о-ва Рюген (Obst et al., 2004), и интрузия Стенсхувуд Южной Швеции, сложенная кварцевыми монцонитами, тоналитами, монцогранитами и аплитами с возрастом 1458 ± 6 млн лет (Čečarys et al., 2002).

Наконец, Волынско-Брестская КМП включает как основные, так и кислые магматические породы (Кузьменкова и др., 2010; Kuzmenkova et al., 2011; Шумлянский и др., 2011). Основные породы представлены субщелочными и толеитовыми базальтами, долеритами и габбро-долеритами. К кислым породам принадлежат андезидациты, дациты, риодациты и трахириодациты. Сведения о валовом химическом составе их представительных образцов заимствованы нами из работы (Носова и др., 2008).

ОБСУЖДЕНИЕ ФАКТИЧЕСКОГО МАТЕРИАЛА И ВЫВОДЫ

Положения точек состава аргиллитов на дискриминантных диаграммах

На диаграмме Al₂O₃–TiO₂ (McLennan et al., 1979) распределение точек состава глинистых пород венда и нижнего кембрия Западной Беларуси и Волыни характеризуется хорошо выраженным тяготением к линии “базальт” и средней точке основных пород Волынско-Брестской КМП (аргиллиты волынского и редкинского уровней), а фигуративные точки аргиллитов котлинского уровня и нижнего венда, обладая заметно более низким содержанием TiO₂, сосредоточены у линии “3 гранит + 1 базальт” (рис. 6а), и их состав в определенной степени похож на состав кислых пород Волынско-Брестской КМП, гранитов рапакиви разного возраста, изверженных пород Данополонского орогена, а также магматических ассоциаций с возрастами 2.0–1.8 млрд лет Сарматии и Свекофеннид.

 

Рис. 6. Положение фигуративных точек аргиллитов волынского, редкинского, котлинского и нижнекембрийского уровней/этапов Западной Беларуси и Волыни (а), Восточной Беларуси (б), востока Балтийской моноклинали (в) и Московской синеклизы (г) на диаграмме Al₂O₃–TiO₂

Цифры в кружках — средние точки состава прототипов источников тонкой алюмосиликокластики: 1а — основные породы Волынско-Брестской КМП, 1б — кислые породы той же КМП, 2 — Данополонский ороген, 3а — граниты рапакиви и ассоциирующие с ними породы Украинского щита, 3б — то же северо-запада России и Прибалтики, 4 — Трансскандинавский пояс изверженных пород, 5 — комплексы пород Сарматии с возрастом 2.0–1.8 млрд лет, 6 — свекофенниды Скандинавии, 7 — анортозиты Польши

1 — стандартное отклонение (± 1s). Остальные условные обозначениям см. рис. 4

 

Это дает основание считать, что влияние продуктов размыва основных пород Волынско-Брестской КМП на формирование осадочных последовательностей рассматриваемого региона уже не сказывалось, начиная с котлинского времени. В то же время в тонкозернистых обломочных породах волынского и редкинского уровней здесь достаточно мало продуктов размыва магматических пород кислого состава. Распределение фигуративных точек аргиллитов этого же стратиграфического интервала Восточной Беларуси немного иное. К линии “базальт” на диаграмме Al₂O₃–TiO₂ тяготеет, как и можно было ожидать, значительная часть точек состава глинистых пород волынского этапа (рис. 6б). Точки же и редкинских, и котлинских, и нижнекембрийских аргиллитов в основном расположены вблизи линии “3 гранит + 1 базальт”. Таким образом, в указанном регионе влияние продуктов размыва основных пород на состав тонкозернистых обломочных образований существенно не сказывается уже и на редкинском уровне. Редкинско-нижнекембрийские глинистые породы и на востоке Балтийской моноклинали, и в Московской синеклизе сосредоточены на рассматриваемой диаграмме вдоль этой же линии, а в ряде случаев (это особенно характерно для Московской синеклизы) можно предполагать, что в их составе доля продуктов размыва кислых магматических пород является преобладающей (рис. 6в, 6г). Еще один вывод из рассмотрения диаграммы Al₂O₃–TiO₂ — материал размыва анортозитов существенной роли в составе исследуемых глинистых пород, по всей видимости, не играет.

Положение фигуративных точек глинистых пород венда и нижнего кембрия всех четырех регионов на диаграмме La/Sc–Th/Co (Cullers, 2002) в достаточной мере сходно с таковым на диаграмме Al₂O₃–TiO₂. Львиная доля точек состава аргиллитов сосредоточена в области продуктов разрушения магматических пород кислого состава (рис. 7). Присутствие некоторой доли продуктов размыва пород основного состава можно предполагать только для глинистых пород волынского и редкинского уровней Западной Беларуси и Волыни. Состав глинистых пород других уровней и регионов по соотношению La/Sc и Th/Co похож на состав кислых магматических образований Волынско-Брестской КМП, Данополонского и Свекофеннского орогенов. Более компактное расположение точек аргиллитов Балтийской моноклинали и Московской синеклизы, возможно, связано с гомогенизацией тонкой алюмосиликокластики на путях переноса.

 

Рис. 7. Положение фигуративных точек аргиллитов волынского, редкинского, котлинского и нижнекембрийского уровней/этапов Западной Беларуси и Волыни (а), Восточной Беларуси (б), востока Балтийской моноклинали (в) и Московской синеклизы (г) на диаграмме La/Sc–Th/Co. Условные обозначениям см. рис. 4 и 6

 

Распределение точек состава глинистых пород венда и нижнего кембрия Западной Беларуси и Волыни на графике Cr/Th–Th/Sc (Condie, Wronkiewicz, 1990; Bracciali et al., 2007) показывает существенные вариации соотношения продуктов размыва основных и кислых магматических пород в аргиллитах волынского и редкинского уровней (рис. 8а). Интересно, что вклад основной алюмосиликокластики выше для глинистых пород редкинского уровня (до 35–40%), тогда как в аргиллитах волынской серии такого материала в целом несколько меньше. Состав глинистых пород котлинского этапа и нижнего кембрия более однороден; доля продуктов размыва магматических пород основного состава составляет в них ~10–30%. Определенные источники тонкой алюмосиликокластики для рассматриваемых нами осадочных последовательностей с помощью данной диаграммы, по-видимому, не могут быть реконструированы, за исключением кислых магматических пород Волынско-Брестской КМП и Данополонского орогена. Глинистые породы волынского этапа Восточной Беларуси содержат от 20 до 30% продуктов размыва магматических пород основного состава (рис. 8б), а аргиллиты верхнего венда — от менее 10 до ~20–25%. Примерно столько же тонкой основной алюмосиликокластики присутствует в глинистых породах верхнего венда и нижнего кембрия востока Балтийской моноклинали и Московской синеклизы (рис. 8в, 8г).

 

Рис. 8. Положение точек состава аргиллитов волынского, редкинского, котлинского и нижнекембрийского уровней/этапов Западной Беларуси и Волыни (а), Восточной Беларуси (б), востока Балтийской моноклинали (в) и Московской синеклизы (г) на диаграмме Cr/Th–Th/Sc. Условные обозначениям см. рис. 4 и 6

 

РЗЭ систематика прототипов источников алюмосиликокластики и аргиллитов

Описанные выше прототипы пород-источников тонкой алюмосиликокластики, слагающей осадочные последовательности венда и нижнего кембрия Беларуси и Волыни, восточной части Балтийской моноклинали и Московской синеклизы, для которых в нашем банке данных имеются сведения о содержании редкоземельных элементов (РЗЭ), обладают следующими средними характеристиками нормированных на хондрит (Taylor, McLennan, 1985) спектров распределения РЗЭ.

Палеопротерозойские (2.0–1.8 млрд лет) комплексы пород Фенноскандии (n = 96; n здесь и далее — количество образцов в той или иной выборке) имеют относительно слабо выраженную отрицательную Eu-аномалиию (Eu/Eu* = 0.88 ± 0.43). Максимальное значение Eu/Eu* для индивидуального образца достигает 3.51, минимальное равно 0.17. Величина (Gd/Yb)_{Nсреднее} составляет 2.0 ± 1.3; при этом 48% входящих в наш банк данных образцов характеризуется значениями данного параметра ≤ 2.0. Для остальных это отношение варьирует между 2.0 и 6.4. Средняя величина (La/Yb)_N составляет 11.5, но для индивидуальных образцов названный параметр варьирует от 1.0 до ~93 (!!) (рис. 9а). Таким образом, предполагая в соответствии с представлениями (Taylor, McLennan, 1985; McLennan, 1989; Rollinson, 1994; Cullers, 1995 и др.), что распределение РЗЭ без серьезных изменений наследуется от пород-источников кластики тонкозернистыми осадками областей седиментации, РЗЭ систематика аргиллитов венда и нижнего кембрия всех четырех рассматриваемых нами регионов полностью определяется только этим источником, что, однако, не согласуется с возрастами обломочного циркона в песчаниках.

 

Рис. 9. Нормированные по хондриту спектры распределения лантаноидов в породах Свекофеннского орогена (а) и Трансскандинавского пояса изверженных пород (б)

Штрих-пунктир — средние для рассматриваемых объектов спектры РЗЭ

 

Представленные в нашем банке данных магматические породы Сарматии (n = 27) обладают средним значением (La/Yb)_N = 14.5 ± 7.3 и отрицательной Eu-аномалией (0.70 ± 0.33), сопоставимой с таковой для PAAS (0.65). Разброс значений Eu/Eu* в индивидуальных образцах отвечает интервалу 0.21–1.16. Средняя величина (Gd/Yb)_N равна 2.3 ± 0.7; при этом в 56% образцов наблюдается деплетирование тяжелых РЗЭ (ТРЗЭ (значения (Gd/Yb)_N варьируют от 2.1 до 4.3).

Изверженные породы Трансскандинавского пояса (n = 80) имеют среднее значение (La/Yb)_N 9.2 ± 4.9 (минимум 2.5, максимум 32.0) (рис. 9б). Параметр (Gd/Yb)_{Nсреднее} составляет 1.9 ± 0.5 (минимум 0.8, максимум 3.1; деплетирование ТРЗЭ наблюдается примерно в 38% индивидуальных образцов). Среднее значение Eu/Eu* относительно невелико (0.81 ± 0.40, минимум 0.05, максимум 2.09).

Граниты рапакиви и ассоциирующие с ними породы, являвшиеся, как предполагают авторы работы (Jewuła et al., 2022), источниками обломочного циркона с возрастами от 1.65 до 1.50 млрд лет, характеризуются средней величиной параметра (La/Yb)_N 9.5 ± 6.7, тогда как минимальное и максимальное значения его составляют 0.9 и 28.7 соответственно. Среднее значение (Gd/Yb)_N равно 1.6 ± 0.7, а максимальное достигает 2.8. Рассматриваемая нами выборка (n = 29) обладает выраженной Eu-аномалией (Eu/Eu* = = 0.43 ± 0.39, 0.07–1.52).

Гранитоиды Корсунь-Новомиргородского и Коростеньского массивов (n = 21) характеризуются средней величиной (La/Yb)_N = 8.3.

Анортозитам Польши (n = 9) свойственна высокая средняя величина (La/Yb)_N (27.9 ± 20.6), положительная Eu-аномалия (3.80 ± 2.41) и выраженное деплетирование ТРЗЭ ((Gd/Yb)_{Nсреднее} = 2.9 ± 1.6, максимум 5.9). Значения Eu/Eu* для них варьируют от 1.74 до 8.93. Очевидно, что вклад алюмосиликокластики с указанными РЗЭ характеристиками в формирование глинистых пород венда и нижнего кембрия рассматриваемых нами регионов был минимальным, если такой материал вообще достигал областей осадконакопления.

Магматические образования Данополонского орогена (n = 81) обладают относительно невысоким средним значением (La/Yb)_N = 8.2 ± 2.7 (минимум 2.0, максимум 20.2). Деплетирование ТРЗЭ для них не характерно (0.6 < (Gd/Yb)_N < 1.8). Средняя величина отрицательной Eu-аномалии составляет 0.58 ± 0.13.

Для основных пород Волынско-Брестской КМП (n = 21) параметр (La/Yb)_{Nсреднее} равен 5.4 ± 1.5 (минимум 3.2, максимум 8.4). Значения (Gd/Yb)_N варьируют от 1.5 до 2.9 (деплетирование ТРЗЭ характерно для 29% индивидуальных образцов). Eu-аномалия отсутствует (Eu/Eu*_{среднее} = = 0.96 ± 0.12, максимум 1.26). Кислые породы провинции (n = 5) характеризуются средним значением (La/Yb)_N = 8.0 ± 0.6. Деплетирование ТРЗЭ им не свойственно, а величина Eu/Eu*_{среднее} составляет 0.59 ± 0.02. Нормированные на хондрит средние спектры распределения РЗЭ для предполагаемых источников тонкой алюмосиликокластики показаны на рис. 10а, 10б.

 

Рис. 10. Средние спектры нормированных к хондриту лантаноидов в прототипах источников тонкой алюмосиликокластики (а, б) для глинистых пород венда и нижнего кембрия Западной Беларуси и Волыни (в), Восточной Беларуси (г) и Московской синеклизы (д)

 

Среднее содержание РЗЭ в глинистых породах волынского, редкинского, котлинского и нижнекембрийского уровней Западной Беларуси и Волыни составляет соответственно 289.2 ± 111.6, 349.7 ± 97.5, 278.3 ± 68.8 и 252.0 ± 58.0 мкг/г. Это значительно выше, чем среднее содержание лантаноидов в PAAS (184.7 мкг/г). Для аргиллитов волынской серии (n = 9) параметр (La/Yb)_{Nсреднее} равен 9.4 ± 3.5, а максимальное его значение составляет 15.6. Это предполагает отсутствие в составе глинистых пород существенной доли продуктов размыва основных магматических образований, хотя двум из девяти образцов свойственны значения данного параметра 4.9 и 5.8. Величина Eu/Eu*_{среднее} равна 0.75 ± 0.06. Деплетирование ТРЗЭ не наблюдается. Аргиллиты редкинского уровня (n = 28) характеризуются сопоставимыми с волынскими аргиллитами средними величинами (La/Yb)_N = 10.7 ± 2.5 и Eu/Eu* = 0.75 ± 0.06. Ни в одном образце исследованной нами выборки величина (La/Yb)_N не опускается ниже 6.0; по-видимому, доля продуктов размыва магматических пород основного состава в редкинских аргиллитах относительно невелика. Для 7 образцов аргиллитов параметр (Gd/Yb)_N составляет более 2.0, что указывает на деплетирование ТРЗЭ. Для глинистых пород котлинского уровня (n = 12) разброс значений (La/Yb)_N в индивидуальных образцах составляет 7.1–18.1 (среднее 11.9 ± 3.6). Средняя величина отрицательной Eu-аномалии составляет 0.68 ± 0.06 (минимум 0.78, максимум 0.56). Деплетирование ТРЗЭ в аргиллитах этого уровня разреза отсутствует. Глинистые породы нижнего кембрия Западной Беларуси и Волыни (n = 13) имеют среднюю величину (La/Yb)_N = 9.9 ± 2.9 (разброс значений 6.4–16.4), что, так же как и для рассмотренных выше уровней, предполагает преобладание на палеоводосборах кислых магматических пород. Для 5 из 13 образцов характерно деплетирование ТРЗЭ ((Gd/Yb)_{Nсреднее} = 1.9 ± 0.8). Вариации Eu/Eu* в индивидуальных образцах отвечают интервалу 0.58–0.79 (среднее 0.67 ± 0.06) (рис. 10в).

Глинистые породы венда и нижнего кембрия Восточной Беларуси также характеризуются весьма высоким суммарным содержанием РЗЭ. Так, для аргиллитов волынской серии средняя сумма РЗЭ равна 378.9 ± 77.2 мкг/г. Аргиллиты редкинского уровня характеризуются значением SРЗЭ_{среднее} 382.6 ± 118.0 мкг/г, а котлинского — 280.6 ± 118.6 мкг/г. Среднее значение (La/Yb)_N для глинистых пород волынской серии (n = 17) составляет здесь 13.1 ± 2.9 (минимум 8.5, максимум 18.3). Это предполагает, что источниками тонкой алюмосиликокластики для них выступали преимущественно породы кислого состава. Значения (Gd/Yb)_N в индивидуальных образцах волынских тонкозернистых обломочных пород изменяются от 1.5 до 2.5; деплетирование ТРЗЭ характерно примерно для 40% из них. Параметр Eu/Eu*_{среднее} равен 0.67 ± 0.07. Аргиллиты редкинского уровня Восточной Беларуси (n = 36) обладают более высоким средним значением (La/Yb)_N, чем глинистые породы волынского уровня (14.9 ± 3.7). Величина (Gd/Yb)_N в индивидуальных образцах варьирует от 1.1 до 2.9 (среднее 1.9 ± 0.4). Среднее значение Eu-аномалии практически сопоставимо с ее значением в PAAS. Глинистые породы котлинского уровня (n = 14) по сравнению с подстилающими образованиями характеризуются заметным снижением средней величины (La/Yb)_N (9.7 ± 1.9), что, возможно, связано с появлением в областях питания, во время накопления исходных для них осадков, магматических пород основного состава. Деплетирование ТРЗЭ в аргиллитах отсутствует, а значение Eu/Eu* в индивидуальных образцах варьирует от 0.58 до 0.80 (среднее 0.69 ± 0.06) (рис. 10г).

Для глинистых пород венда и нижнего кембрия востока Балтийской моноклинали в нашем распоряжении имеются только данные о содержании La, Ce и Yb. Расчет по ним величин (La/Yb)_N в индивидуальных образцах (n = 42) и средних для редкинского, котлинского и нижнекембрийского уровней показывает, что тонкозернистые обломочные породы нижнего кембрия характеризуются заметно более низким средним значением этого параметра (4.7 ± 2.4), чем аргиллиты верхнего венда (соответственно 9.0 ± 1.1 и 8.4 ± 1.5). Если эти аналитические данные корректны, то в начале кембрия в восточную часть Балтийской синеклизы поступало, по-видимому, существенное количество продуктов размыва магматических пород основного состава. Однако данные по другим элементам не согласуются с этим предположением.

Глинистые породы венда и нижнего кембрия Московской синеклизы обладают SРЗЭ_{среднее} от 215.7 ± 32.4 (редкинский уровень) до 239.5 ± 36.2 мкг/г (котлинский уровень). Средние значения (La/Yb)_N, (Gd/Yb)_N и Eu/Eu* в аргиллитах редкинского (n = 15), котлинского (n = 10) и нижнекембрийского (n = 4) уровней сопоставимы (9.8 ± 0.9, 9.3 ± 1.1 и 9.2 ± 0.6; 1.5 ± 0.4, 1.5 ± 0.3 и 1.5 ± 0.1; 0.63 ± 0.05, 0.61 ± 0.01 и 0.62 ± 0.01 соответственно). Для PAAS эти параметры составляют соответственно 9.2, 1.3 и 0.65 (рис. 10д). Достаточно небольшие средние значения (La/Yb)_N на всем протяжении времени формирования осадочных последовательностей верхнего венда–нижнего кембрия рассматриваемого региона предполагают вовлечение в размыв существенно бόльшей доли магматических пород основного состава, чем это характерно, например, для редкинского уровня Восточной Беларуси. В то же время минимальные величины (La/Yb)_N в Московской синеклизе ни в одном индивидуальном образце не опускаются ниже 7.7, что указывает, на наш взгляд, на отсутствие доминирования основных магматических пород на палеоводосборах.

С использованием данных о содержании РЗЭ в ортопородах — предполагаемых источниках тонкой алюмосиликокластики (соответствующих данных для метаморфических пород-источников в нашем распоряжении, к сожалению, нет), нами на основе процедуры линейного программирования, позволяющей рассчитать вклад тех или иных источников в состав глинистых пород (Граунов и др., 2023), проведена их верификация. Для анализа использованы средние содержания РЗЭ в гранитах рапакиви Выборгского и Салминского плутонов, а также Свеконорвежского пояса, монцонитах, сиенитах и гранитах Трансскандинавского пояса и гранитоидах Сарматии. Расчеты показали, что наилучшее соответствие данных в системе “источник–осадок” наблюдается для аргиллитов Западной Беларуси и Волыни, сложенных материалом, накапливавшимся в наибольшей близости к источникам и минимально затронутым процессами смешения и рециклирования.

Вклад в формирование аргиллитов волынского и редкинского уровней Западной Беларуси и Волыни гранитов рапакиви Салминского и Выборгского плутонов на основе проведенных расчетов можно оценить соответственно в 12–30 и 6–18%. Вклад гранитоидов и монцонитов Трансскандинавского пояса составлял 6–75 и 4–70% соответственно. Вклад гранитоидов Сарматии и Свеконорвежского орогена в волынских аргиллитах Западной Беларуси и Волыни не установлен. Аргиллиты редкинского уровня сложены, вероятно, тонкой алюмосиликокластикой — продуктами разрушения как гранитов рапакиви типа Салминского и Выборгского плутонов (5–80%), так и монцонитов Трансскандинавского пояса (5–83%). В ряде случаев они могут быть представлены также тонкой алюмосиликокластикой с РЗЭ характеристиками, сопоставимыми с систематикой лантаноидов в гранитоидах Сарматии (0–64%) и Свеконорвежского пояса (0–60%). Аргиллиты котлинского уровня и нижнего кембрия Западной Беларуси и Волыни демонстрируют в части случаев несоответствие результатов вычислений необходимым критериям модели. Там же, где такое соответствие есть, можно видеть сдвиг состава источников кластики в сторону гранитов рапакиви Салминского плутона (4–50%) и гранитов Сарматии (37–50%).

Для большинства аргиллитов волынского уровня Восточной Беларуси источниками кластики по результатам расчетов могли являться граниты рапакиви (Выборгский, 18–65%, или Салминский, 19–41%, плутоны) и/или граниты Трансскандинавского пояса. В ряде образцов предполагается участие продуктов размыва гранитоидов Сарматии (29–70%) или Свеконорвежского орогена (14–65%). Редкинские аргиллиты также в существенной мере сложены тонкой алюмосиликокластикой — продуктами разрушения гранитов рапакиви типа Салминского и Выборгского плутонов. Для менее трети из них основными источниками материала могли являться свеконорвежские гранитоиды (27–90%). В аргиллитах котлинского уровня практически нет материала размыва гранитоидов Сарматии; преобладает тонкая алюмосиликокластика, образованная при эрозии салминских гранитов рапакиви и гранитоидов Трансскандинавского пояса. Для ряда образцов основным источником могли быть свеконорвежские А-граниты (76–79%).

Девять из 16 образцов редкинских аргиллитов Московской синеклизы не соответствуют по сумме критериев требованиям используемой нами модели. Для остальных расчеты показывают присутствие среди источников алюмосиликокластики гранитов (5–68%) и сиенитов (14–48%) Трансскандинавского пояса, а также гранитов рапакиви и топазовых лейкогранитов салминского типа. Четыре образца могут содержать материал свеконорвежских гранитоидов (10–30%). Более половины котлинских аргиллитов также не соответствует модели, остальные сложены материалом размыва сиенитов Трансскандинавского пояса (12–50%), салминских гранитов рапакиви и топазовых гранитов (соответственно 11–25 и 10–27%). Для некоторых из них можно предполагать участие продуктов размыва свеконорвежских А-гранитов и гранитоидов Сарматии (1–26%).

Сопоставляя результаты, полученные при использовании разных подходов, мы видим некоторые тенденции изменения соотношений как основных породообразующих оксидов, так индикаторных отношений редких и рассеянных элементов и спектров распределения нормированного к хондриту содержания РЗЭ в глинистых породах венда и нижнего кембрия от Западной Беларуси и Волыни к Московской синеклизе. Как и широко используемые в последние годы данные о U–Pb изотопном возрасте обломочного циркона, они допускают разные интерпретации, но, тем не менее, позволяют наметить некоторые ограничения, которые могут быть полезны при создании тех или иных палеогеографических моделей.

Так, соотношение в волынских аргиллитах Al₂O₃ и TiO₂ указывает на существенную роль в их составе (как в Волыни, так и в Западной и Восточной Беларуси) продуктов размыва магматических пород основного состава, вероятно принадлежавших Волынско-Брестской КМП. Присутствие в песчаниках данного уровня значительной доли зерен обломочного циркона с возрастом 0.59–0.55 млрд лет (Paszkowski et al., 2019) подтверждает этот вывод. Вместе с тем песчаники волынского уровня содержат и циркон с максимумами на кривой относительной вероятности возрастов 1.8 и 1.5 млрд лет. Источниками их могли являться породы Свекофеннского орогена или Трансскандинавского пояса, а также граниты рапакиви северо-запада России и Прибалтики, в том числе Мазурский AMCG-комплекс.

Аргиллиты редкинского уровня в Западной Беларуси и Волыни также содержат, по всей видимости, значительную долю продуктов разрушения пород основного состава. Однако в Восточной Беларуси и на востоке Балтийской моноклинали состав их определяется уже как результат размыва кислых и основных магматических пород в соотношении 3 : 1, а в Московской синеклизе доля кислых источников тонкой алюмосиликокластики, по всей видимости, еще выше. На сокращение вклада продуктов размыва основных магматических пород на этом уровне указывает и заметное уменьшение в обломочных породах содержания Са-плагиоклазов, пироксена, а также триоктаэдрических глинистых минералов и цеолитов (Paszkowski et al., 2019). Песчаники редкинского уровня в Западной Беларуси и Волыни содержат обломочный циркон с максимумами на кривой относительной вероятности возрастов 1.91–1.83, 1.7–1.47 млрд лет (Paszkowski et al., 2019). Источниками такого циркона могли выступать и породы Свекофеннского орогена, и Трансскандинавский пояс изверженных пород, и граниты рапакиви (Салминский, Рижский массивы и др.), и Данополонский ороген. На востоке Балтийской моноклинали источниками кластики для редкинских аргиллитов являлись, по всей видимости, архейские гранитогнейсовые купола Балтийского щита, породы Свекофеннского орогена и Трансскандинавского пояса, граниты рапакиви и ассоциирующие с ними породы (Ивлева и др., 2016, 2018; Ershova et al., 2019).

В котлинское время доля основных источников сноса начинает снижаться и в Западной Беларуси и Волыни. Источниками кислой алюмосиликокластики для обломочных пород этого уровня, с учетом приведенных в публикации (Paszkowski et al., 2019) данных, могли являться Свекофеннский ороген, Трансскандинавский пояс, а также граниты рапакиви и ассоциирующие с ними породы (Рижский, Салминский батолиты и др.). На восток Балтийской моноклинали обломочный материал поступал примерно из этих же источников. Предполагается также, что к концу котлинского времени в область осадконакопления начинала поступать кластика и из Тимано-Печорского региона (Ивлева и др., 2016; Ershova et al., 2019), хотя с таким выводом согласны далеко не все (Francovschi et al., 2023).

В раннем кембрии, исходя из соотношения Al₂O₃ и TiO₂ в глинистых породах всех четырех регионов, вклад продуктов размыва основных магматических пород в их состав был минимальным. При этом источниками кислой алюмосиликокластики, если исходить только из литохимических характеристик, могли являться как породы Сарматиии и Фенноскандии с возрастом 2.0–1.8 млрд лет, так и Трансскандинавский пояс изверженных пород, граниты рапакиви и ассоциирующие с ними породы разного возраста, гранитоиды Данополонского орогена и кислые породы Волынско-Брестской КМП. Однако столь широкий перечень источников кластики резко сужается, если учесть доминирование в песчаниках данного уровня обломочного циркона с возрастом ~1.49 млрд лет (Paszkowski et al., 2019). Циркон с таким возрастом мог попадать в осадки при размыве пород AMCG-ассоциаций (?) и гранитоидов Данополонского орогена.

Соотношение La, Sc, Th и Co в глинистых породах венда–раннего кембрия не столь контрастно. На диаграмме La/Sc–Th/Co подавляющее большинство фигуративных точек аргиллитов сосредоточено в области составов, образованных за счет размыва магматических пород кислого состава. Наиболее близки к аргиллитам по распределению указанных редких и рассеянных элементов породы Данополонского орогена, а также палеопротерозой­ские (2.0–1.8 млрд лет) образования Сарматиии и Фенноскандии. Могли участвовать в формировании аргиллитов и продукты размыва других метаморфических и магматических пород фундамента ВЕП, но данные по распределению в них РЗЭ отсутствуют.

Характерное для глинистых пород венда–раннего кембрия всех рассматриваемых регионов соотношение Cr, Sc и Th показывает, что доля продуктов размыва магматических пород основного состава в аргиллитах волынского уровня Беларуси и Волыни составляет порядка 30–35%. В редкинских аргиллитах она максимальна в Западной Беларуси и Волыни (до 40–45%), снижаясь до 20–25% в Московской синеклизе. Котлинские аргиллиты в Западной Беларуси и Волыни содержат около 30–35% продуктов размыва основных магматических пород, а на востоке Балтийской моноклинали и в Московской синеклизе доля такой тонкой алюмосиликокластики несколько ниже (~20 и 20–25%). Несколько выше вклад основной алюмосиликокластики в состав нижнекембрийских аргиллитов также в Западной Беларуси и Волыни (до 40–45%), тогда как в глинистых породах востока Балтийской моноклинали и Московской синеклизы он остается примерно таким же, как и в позднем венде (20–25%).

Исходя из средних параметров спектров распределения нормированных на хондрит РЗЭ в аргиллитах Западной Беларуси и Волыни, Восточной Беларуси и Московской синеклизы, можно сделать вывод, что наибольший вклад продуктов размыва кислых магматических пород имел место при формировании осадочных последовательностей волынского и редкинского этапов Восточной Беларуси, для которых средние значения (La/Yb)_N составляют соответственно 13.1 ± 2.9 и 14.9 ± 3.7, а параметры (Gd/Yb)_N равны 1.9 ± 0.3 и 1.9 ± 0.4. Это позволяет думать, что источниками тонкой алюмосиликокластики для них являлись породы Сарматии и Фенноскандии, характеризующиеся высокими средними величинами (La/Yb)_N (14.5 ± 7.3 и 17.8 ± 16.8 соответственно) и выраженным деплетированием ТРЗЭ ((Gd/Yb)_N = 2.3 ± 0.7 и 2.5 ± 1.3 соответственно). Тонкозернистые обломочные породы венда и нижнего кембрия Западной Беларуси и Волыни, котлинского региояруса Восточной Беларуси и редкинско-нижнекембрийского интервала Московской синеклизы обладают средними величинами (La/Yb)_N от 9.2 ± 0.6 до 11.9 ± 3.6 при отсутствии в большинстве случаев деплетирования ТРЗЭ. Это предполагает, что их формирование происходило либо при смешении кислой и основной алюмосиликокластики при преобладании первой, либо то, что источником основной массы кластики для них выступал Трансскандинавский пояс, усредненная (без учета объемных соотношений разных типов пород) РЗЭ систематика пород которого описывается, по имеющейся в нашем банке данных информации, следующими параметрами: (La/Yb)_N = 9.2 ± 4.9, (Gd/Yb)_N = 1.9 ± 0.5 и Eu/Eu* = 0.81 ± 0.40.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Все сказанное выше ведет к довольно парадоксальному, но хорошо известному и ранее выводу: чем большим числом критериев мы оперируем, тем менее определенными становятся получаемые выводы. Так, если исследовать осадочные последовательности, не имеющие независимых указаний на природу и положение источников слагающего их обломочного материала, то с помощью литогеохимических подходов и методов можно более или менее определенно судить о том, какими породами (кислыми или основными) были сложены палеоводосборы. Добавление к этой информации сведений о возрастах популяций обломочного циркона, как это хорошо видно на примере рассматриваемых нами в настоящей работе толщ, существенно усложняет ситуацию, так как на тот или иной период времени источников циркона может быть несколько (например, гранитоиды Сарматии и Фенноскандии) и т.п. Разграничить такие источники на основе только литогеохимической информации или только данных о возрасте обломочного циркона очень сложно или практически невозможно. Это же можно сказать и о результатах, получаемых при расчетах вклада различных источников обломочного материала на основе процедуры линейного программирования. Тем не менее по всем обозначенным направлениям необходимо двигаться вперед, так как получаемые в итоге палеогеографические модели все больше похожи на те, что создаются на основе комплексного многоаспектного подхода для более молодых эпох, и это главный результат.

Благодарности. Авторы искренне признательны за помощь в подборе литературы К.А. Савко, А.В. Колесникову и Å. Johansson. Существенная техническая помощь была оказана авторам О.Ю. Мельничуком. Советы и замечания рецензентов А.А. Сорокина и А.Б. Котова во многом способствовали улучшению стиля представления материалов и выводов работы.

Источники финансирования. Исследования проведены в рамках госзадания ГИН РАН (тема FMMG-2023–0004, анализ фактического и литературного материала, сравнение с авторскими данными по Московской синеклизе и Балтийской моноклинали) и ИГГД РАН (тема FMUW-2021-0003, идея, подбор и анализ фактического материала, сопоставление с результатами других исследователей).

¹Дополнительная информация для этой статьи доступна по doi 10.31857/S0869592X24020067 для авторизованных пользователей.

² ДМ — дополнительные материалы.

Авторлар туралы

A. Maslov

Geological Institute of the Russian Academy of Sciences

Хат алмасуға жауапты Автор.
Email: amas2004@mail.ru
Ресей, Moscow

V. Podkovyrov

Institute of Precambrian Geology and Geochronology of the Russian Academy of Sciences

Email: vpodk@mail.ru
Ресей, Saint Petersburg

O. Graunov

Institute of Precambrian Geology and Geochronology of the Russian Academy of Sciences

Email: vpodk@mail.ru
Ресей, Saint Petersburg

Әдебиет тізімі

Қосымша файлдар