Cechy wulkanizmu synryftowego na SW krawêdzi Baltiki
Ewa Krzemiñska*, Jolanta Paczeœna*, Leonid Shumlyanskyy**
Pod koniec neoproterozoiku na po³udniowo-zachodniej krawêdzi Baltiki, w strefie aulakogenu Orsza–Wo³yñ (AOW) zachodzi³y procesy zasadowego, synryftowego wulkani-zmu. We wschodniej Polsce na tê sekwencjê wulkaniczn¹ sk³adaj¹ siê bazalty, tufy, aglomeraty, brekcje i podrzêdnie epiklastyki. Reprezentuj¹ one potoki lawowe i osadzon¹ z potoków, fali i opadu piroklastycznego tefrê. Rozpoznano typowe wulkanoklastyczne facje proksymalne, wskazuj¹ce na depozycjê w pobli¿u Ÿróde³ erupcji. Bazalty i piroklastyki s¹ znane jako formacja s³awatycka, która stanowi wype³nienie basenu lubelsko-podlaskiego (L-P). Jej litologiczne odpo-wiedniki mo¿na odnaleŸæ na zachodnim sk³onie tarczy ukraiñskiej. Pokrywy lawowe s¹ reprezentowane przez bazal-ty i trachybazalbazal-ty przechodz¹ce w bazaltowe trachyandezybazal-ty. Analogiczne spektrum sk³adu wulkanitów jest notowane w pozosta³ych czêœciach AOW, w ods³oniêciach Wo³ynia i otwo-rach wiertniczych Bia³orusi. Pokrywy lawowe ró¿ni¹ siê stop-niem dyferencjacji, a wszystkie zestawienia geochemiczne potwierdzaj¹ ich przynale¿noœæ do jednej komagmowej serii. Diagramy dyskryminacyjne wskazuj¹ na wewn¹trzp³yto-we, kontynentalne œrodowisko (WPB) erupcji law. Charak-terystyki geochemiczne bazaltów s³awatyckich s¹ zgodne z cechami kontynentalnych pokryw bazaltowych (CFB) innych prowincji. Czêsto opisywane jest wspó³wystêpowanie w CFB dwóch typów bazaltów — wysokotytanowych (HTB) i niskotytanowych (LTB). W basenie L-P, podobnie jak na Wo³yniu, obok ska³ wysokotytanowych s¹ obecne tak¿e ska³y niskotytanowe (Shumlyanskyy & Andreasson, 2003; Krzemiñska, 2005). Jednak niektóre cechy geochemiczne wskazuj¹ na pewien indywidualizm wulkanitów serii
s³awatyckiej. Tylko w po³udniowej czêœci basenu lubel-sko-podlaskiego, w rejonie Kaplonosów, Wisznic, Busów-na i Roskoszy, pojawiaj¹ siê wyj¹tkowo ubogie w tytan toleity i pikryty, o zawartoœci TiO2rzêdu 0,3–0,5% wag., st¹d w celu ich odró¿nienia proponuje siê nazwê ska³y ultraniskotytanowe (ULT). Bezpoœrednie, graficzne zesta-wienie ich z bazaltami LTB znanych prowincji CFB (Para-na, Karoo, Syberia, Dekan i Emeishan) podkreœla specyfikê ska³ z basenu lubelsko-podlaskiego. Tak ma³a zawartoœæ Ti sprawia, ¿e ska³y te mog¹ byæ porównywalne jedynie z nie-którymi toleitami z prowincji Ferrar, zwi¹zanymi z punktem potrójnym w rejonie morza Weddella (Elliot & Fleming, 2000). Obecnoœæ law LTB i HTB serii s³awatyckiej mo¿na wstêpnie wyjaœniaæ wp³ywem ró¿nych komponentów: lito-sferycznego i astenolito-sferycznego, na co wskazuj¹ znacz¹ce ró¿nice parametru Nb/La, a tak¿e Y/Nb. Ponadto czynnik astenosferyczny, obok umiarkowanej ekstensji i anomalii geotermicznej, przemawia za oddzia³ywaniem pióropusza p³aszcza na zachodni¹ krawêdŸ Baltiki. Wspó³czesna pozy-cja pióropusza p³aszcza Tristan da Cuhna, ok. 37º szer. geogr. po³udniowej, i pozycja Baltiki pod koniec neoprote-rozoiku na pó³kuli po³udniowej w strefie 30º–60º, okreœlo-na okreœlo-na podstawie badañ paleomagnetycznych (Nawrocki i in., 2004), mog¹ byæ analogiczne.
Literatura
ELLIOT D.H. & FLEMING T.H. 2000 — Weddell triple junction: the principal focus of Ferrar and Karoo magmatism during initial break up Gondwana. Geology, 28: 539–542.
KRZEMIÑSKA E. 2005 — The outline of geochemical features of the Late Neoproterozoic volcanic activity in the Lublin-Podlasie basin, eastern Poland. Sp. Papers PTMin., 26: 47–52.
NAWROCKI J., BOGUCKIJ A. & KATINAS V. 2004 — New late Ven-dian palaeogeography of Baltica and TESZ. Geol. Quart., 48: 309–316. SHUMLYANSKYY L. & ANDREASSON P.G. 2003 — New geoche-mical and geochronological data from the Volyn Flood Basalt in Ukraine and correlation with large igneous events in Baltoscandia. GFF, 126: 39.
Swekofeñskie korzenie „masywu” mazowieckiego
Ewa Krzemiñska*, Janina Wiszniewska*
Masyw mazowiecki by³ jednym z g³ównych elemen-tów strukturalnych wyró¿nionych na mapie pod³o¿a kry-stalicznego pó³nocno-wschodniej Polski (Kubicki & Ryka, 1982). Zalega on pod osadami fanerozoicznymi, na g³êbo-koœci od 700 m (NE) do 3000 m (SW). Jego zdefiniowanie by³o oparte na regionalnych mapach geofizycznych. Mono-tonny obraz anomalii magnetycznych i grawimetrycznych powinien byæ odzwierciedleniem dominacji ska³ o umiar-kowanych w³aœciwoœciach magnetycznych i gêstoœci. Te warunki doskonale spe³nia³y granitoidy, st¹d na mapach pod³o¿a krystalicznego pojawi³ siê masyw granitoidowy. Koncepcjê podzia³u tektonicznego pod³o¿a krystalicznego NE Polski na: stare masywy i kompleksy metamorficzne
zakwestionowa³ Cymerman (2004), na podstawie wyni-ków badañ strukturalnych i kinematycznych ze 101 g³êbo-kich otworów wiertniczych. Nowa interpretacja budowy tej czêœci pod³o¿a krystalicznego zaczyna siê dopiero ryso-waæ, ale ju¿ dziœ wiadomo, ¿e geneza tego obszaru jest nie-zwykle z³o¿ona. Proponujemy nazywaæ obecnie ten rejon domen¹ mazowieck¹. Wystêpuj¹ce tu, najczêœciej zmeta-morfizowane, ska³y reprezentuj¹ zarówno magmowy, jak i osadowy protolit. Przemawiaj¹ za tym dane geochemiczne i obraz wewnêtrznej budowy cyrkonów. Badania SEM-CL cyrkonów z gnejsów z Jastrzêbnej i Moniek wyraŸnie doku-mentuj¹ obecnoœæ cyrkonów detrytycznych, wskazuj¹c na osadowy typ protolitu. Najm³odsze, odziedziczone ziarna odnalezione w osadzie wskazuj¹ na maksymalny wiek depozycji 1,856 i 1,844 mld lat, odpowiednio w paragnej-sach Jastrzêbnej i Moniek. Izotopowe dane U-Pb stanowi¹ pierwszy, znacz¹cy argument przemawiaj¹cy za tym, ¿e w 294
Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 4, 2007
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 War-szawa, ewa.krzeminska@pgi.gov.pl; janina.wiszniewska@pgi.gov.pl
paleoproterozoiku istnia³ na tym terenie swekofeñski basen sedymentacyjny. Ponadto, w wielu miejscach pojawiaj¹ siê lokalne intruzje. S¹ one wyraŸnym zapisem paleoproterozo-icznej aktywnoœci magmowej. Ustalono wiek krystalizacji pegmatytu z Jastrzêbnej na 1826 ±12 mln lat. Nieco wczeœ-niej (oko³o 1835 ± 28 mln lat temu) felzytowy magmatyzm odezwa³ siê w okolicach Barg³owa (Krzemiñska i in., 2006). W rejonie £om¿y badania U-Pb metod¹ SHRIMP na cyrko-nach z ortoamfibolitów dokumentuj¹ maficzny magmatyzm wieku ok. 1802 ± 9 mln lat (Krzemiñska i in., 2005). Wap-niowo-alkaliczn¹ sygnaturê i œrodowisko kontynentalnego ³uku rozpoznano w ska³ach z Rajska i Okuniewa. Tu ozna-czony za pomoc¹ cyrkonów wiek krystalizacji granitoidów wynosi³ odpowiednio 1826 ± 6 mln lat (Wiszniewska i in., 2006) i 1800 ± 6 mln lat (Valverde-Vaquero i in., 2000). Uzyskiwane w badaniach geochronologicznych zgodne ramy czasowe wskazuj¹ na swekofeñski wiek pod³o¿a krystalicz-nego domeny mazowieckiej. WyraŸne, geotektoniczne zde-finiowanie omawianej struktury stanowi wiêkszy problem z uwagi na ograniczon¹ iloœæ materia³u badawczego. Podobne, trwaj¹ce od d³u¿szego czasu dyskusje (Rutland & Williams, 2004) dotycz¹ obszaru po³udniowej Finlandii (³uk akrecyjny
albo marginalny basen sedymentacyjny), gdzie dostêpnoœæ ods³oniêæ nie jest ograniczona nadk³adem ska³ osadowych.
Literatura
CYMERMAN Z. 2004 — Precambrian of the Polish Part of the East European Platform: Tectonics and crustal development. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 180: 1–130.
KRZEMIÑSKA E., WILLIAMS I. & WISZNIEWSKA J. 2005 — A Late Paleoproterozoic (1.80 Ga) subduction-related mafic igneous suite from Lomza, NE Poland. Terra Nova, 17: 442–449.
KRZEMIÑSKA E., WISZNIEWSKA J. & WILLIAMS I. 2006 — Rewizja wieku „najstarszych” ska³ w pod³o¿u krystalicznym NE Pol-ski. Prz. Geol., 54: 967–974.
KUBICKI S. & RYKA W. 1982 — Atlas geologiczny pod³o¿a krystalicznego polskiej czêœci platformy wschodnioeuropejskiej. Wyd. Geol.
RUTLAND R.W.R. & WILLIAMS I.S. 2004 — The Svecofennian province of southern Finland-accrecionary arc complex or marginal basin? Ann. Report of ANU, 2004./www.rses.anu.edu.au/ VALVERDE-VAQUERO P., DÖRR W., BELKA Z., FRANKE W., WISZNIEWSKA J. & SCHASTOK J. 2000 — U-Pb single-grain dating of detrital zircon in the Cambrian of central Poland: Implication for Gondwa-na versus Baltica studies. Earth and Planetary Sc. Lett., 184: 225–240. WISZNIEWSKA J., KRZEMIÑSKA E. & DÖRR W. 2006 — Evidence of arc-related Svecofennian magmatic activity in the southwestern margin of the East European Craton in Poland. Gondwana Res. Sp. Issue.
Ewolucja magm w rejonie alkaliczno-ultramaficznego kompleksu Tajna (NE Polska)
Leszek Krzemiñski*
Po³o¿ony 15 km na po³udniowy zachód od Augustowa alkaliczno-ultramaficzny kompleks Tajna lokuje siê w po-³udniowo-zachodniej czêœci Fennoskandii, oko³o 200 km od krawêdzi kratonu i w podobnej odleg³oœci od kolizyjnej strefy szwu pomiêdzy Fennoskandi¹ i Sarmacj¹ (por. Bogda-nova i in., 1994). Struktura Tajna, o powierzchni ok. 5 km2na poziomie œciêcia erozyjnego, wystêpuje w wêŸle tektonicz-nym regionalnych dyslokacji gotyjskich, reaktywowanych w póŸnym paleozoiku (Kubicki, 1992). Na obszarze Polski jest ona unikatowym przyk³adem polifazowego kompleksu plutoniczno-wulkanicznego, z dobrze zachowan¹ diatrem¹ wype³nion¹ utworami piroklastycznymi i brekcj¹ komi-now¹ o spoiwie karbonatytowym.
Dla poznania genezy kompleksu tajeñskiego kluczowe znaczenie maj¹ ska³y subwulkaniczne, poniewa¿ obejmuj¹ bardzo szerokie spektrum typów — od ultrazasadowych oliwinowych melanefelinitów o prymitywnym sk³adzie (Mg# = 0,71–0,79; do 384 ppm Ni; 524–564 ppm Cr), poprzez nefelinity, tefryfonolity i kamptonity, do silnie zdyferencjowanych peralkalicznych fonolitów (PI do 1,24) i trachitów. Zidentyfikowano dwa g³ówne schematy nisko-ciœnieniowego frakcjonowania asocjacji krzemianowych ska³ dajkowych wystêpuj¹cych w kompleksie Tajna i po-bliskim wierceniu Barg³ów IG1, a mianowicie trend silnie alkaliczny: oliwinowy melanefelinit–nefelinit–tefryfonolit –fonolit peralkaliczny, oraz trend umiarkowanie alkalicz-ny: prymitywny bazanit–kamptonit–trachit i tinguait. Struktury nefelinitów i tefryfonolitów oraz dane mineralo-giczne (zw³aszcza struktury nierównowagowe klinopiro-ksenu) wskazuj¹ na dyferencjacjê w uk³adzie chemicznie otwartym i proces mieszania dwóch rodzajów magmy: s³abo zdyferencjowanej magmy nefelinitowej i
umiarko-wanie zdyferencjowanej magmy fonolitowej, bogatej w sk³adnik albitowy.
Obydwa rodzaje stopów pierwotnych by³y generowane z podobnego Ÿród³a p³aszczowego typu HIMU lub FOZO, w wyniku parcjalnego topienia o niskim stopniu. Stop mela-nefelinitowy pochodzi³ z granatowego lherzolitu zawiera-j¹cego CO2, przy stopniu topienia na poziomie 2–3%, a g³ê-bokoœæ generowania mog³a byæ rzêdu 80–90 km. Bardziej wzbogacony w H2O stop bazanitowy (znaczny udzia³ amfi-bolu w ska³ach pochodnych) by³ generowany przy nieco wy¿szym stopniu topienia w górnym zakresie obszaru sta-bilnoœci granatu, byæ mo¿e na g³êbokoœci rzêdu 75–80 km. W porównaniu z dewoñskimi prowincjami alkalicznymi innych rejonów Fennoskandii, tzn. Pó³wyspu Kolskiego i po³udniowo-wschodniej Bia³orusi (pó³nocna krawêdŸ zapad-liska prypeckiego), krzemianowe ska³y z rejonu Tajna s¹ s³abiej wzbogacone w Nb i inne pierwiastki najbardziej nie-dopasowane, co sugeruje, ¿e ich stopy pierwotne powsta³y w wyniku topienia o wyraŸnie wy¿szym stopniu, ale w obrêbie podobnej domeny p³aszcza, wzbogaconej w pier-wiastki niedopasowane zarówno w stosunku do zubo¿onego p³aszcza MORB (DMM), jak i pierwotnego p³aszcza (PM). Najprawdopodobniej wi¹¿e siê to z wiêksz¹ g³êbokoœci¹ generowania stopów w tamtych rejonach Fennoskandii, co zdaje siê potwierdzaæ obecnoœæ melilitytów w obu prowin-cjach oraz kimberlitów na Wybrze¿u Terskim Pó³wyspu Kolskiego i w pobliskiej prowincji archangielskiej.
Literatura
BOGDANOVA S.V., BIBIKOVA E.V. & GORBATSCHEV R. 1994 — Palaeoproterozoic U-Pb zircon ages from Belorussia: New tectonic impli-cations for the East European Craton. Precambrian Res., 68: 231–240. KUBICKI S. 1992 — An outline of geological structure of the Tajno massif. [W:] W. Ryka (red.), Geology of the Tajno massif (northeastern Poland). Pr. Pañstw. Inst. Geol., 139: 7–13.
295
