1. No category

UNIVERSITY OF GOTHENBURG
Department of Earth Sciences
Geovetarcentrum/Earth Science Centre
Petrografisk tungmineraloch kemisk analys av prover
från borrkärnan Valga10
igenom sedimenten i
Devonska Baltiska
Bassängen
Holger Rilinger
ISSN 1400-3821
Mailing address
Geovetarcentrum
S 405 30 Göteborg
B602
Master of Science (One Year) thesis
Göteborg 2010
Address
Geovetarcentrum
Guldhedsgatan 5A
Telephone
031-786 19 56
Telefax
031-786 19 86
Geovetarcentrum
Göteborg University
S-405 30 Göteborg
SWEDEN
PETROGRAFISK TUNGMINERAL­ OCH KEMISK ANALYS AV PROVER FRÅN BORRKÄRNAN VALGA 10 IGENOM SEDIMENTEN I DEVONSKA BALTISKA BASSÄNGEN. Holger Rilinger, Göteborgs Universitet, Institutionen för Geovetenskaper, Box 460, S­405 30 Göteborg, Sverige
Sammanfattning
Undersökningens syfte är att utreda från vilka tektoniska miljöer och vilka ursprungsbergarter sedimentet kan härstamma ifrån. Analyserna jämför även indikeringar från tidigare genomförda undersökningar (Plink­Björklund & Björklund, 1999) i det omkringliggande området.
Den petrografiska, tungmineral­ och geokemiska analysen tyder på att mellersta Devonska Baltiska Bassängen under pärnu­ och delar av narvatiden ackumulerade stora delar av sitt sedimentinnehåll. Sannolikt ligger sedimentets ursprungsområde i Skandinaviska Kaledoniderna vilket flera analysresultat antyder. Sedimentinflödet ändrades till mer mognare sediment samtidigt som nya bergarter utsattes för erosion. Detta indikeras genom uppkomsten av tungmineraler som rutil, turmalin och zirkon vilka är karaktäristiskt för omlagrade sedimentkällor. Dessa kan troligtvis härledas från en kannibaliserad förlandsbassäng i de Skandinaviska Kaledoniderna. Samtidigt pågick ett inflytande från metamorfa och mafiska bergarter. Vid de metamorfa sediment tyder deras höga glimmerhalter mindre på långtransporterat material utan mer på en härkomst från metamorfa prekambriska bergarter eller eventuellt en förlandströskel (s.k. forebulge). För de mafiska bergarterna är ett ursprungsområde liksom de arkaiska grönstensbältena i nordöstra Finland­Ryssland tänkbar. Nyckelord: Devonska Baltiska Bassängen, Estland, devon, sandsten, Skandinaviska Kaledoniderna
ISSN 1400­3821
B602
2010
PETROGRAPHIC HEAVY MINERAL OCH GEOCHMICAL STUDY ON SEDIMENT SAMPLES OF THE DRILLCORE VALGA 10 IN THE DEVONIAN BALTIC BASIN. Holger Rilinger, University of Gothenburg, Department of Earth Sciences, Box 460, S­405 30 Gothenburg, Sweden
Abstract
This paper aimed to analyse the tectonic environments and the source rocks of the sediment. The analysis even compares with indications from researches conducted earlier on (Plink­Björklund & Björklund, 1999) in the surrounding area.
The petrographic, heavy mineral and geochemical analysis indicates that the Devonian Baltic Basin accumulated its main sedimentry supply during Pärnu and Narva. The findings from analysing and interpreting the results indicate that the source of the sediment can be located in the Scandinavian Caledonides . The sedimentary supply changes to more matured sediment at the same time as new source rocks have been subject for erosion. This is indicated by the genesis of heavy minerals such as rutile, turmaline and zircon who are typical for recycled sedimentry sources. Those have most likely derived from a cannibalised forearc basin in the Scandinavian Caledonides. At the same time an influx of metamorphic and mafic source rocks has been in progress. The high rate of mica in the metamorphic sediment indicates not so much long transported rock material but on the contrary may have been derived from metamorphic pre­cambrian rocks or possible a forebulge. For the mafic source rocks a source area like the Archean greenstone belt in the northeast of Finland­Russia is a likely explanation.
Keywords: Devonian Baltic Basin, Estland, devon, sandstone, Scandinavian Caledonides
ISSN 1400­3821
B602
2010
Innehållsförteckning
Sammanfattning...............................................................................................
Abstract............................................................................................................
Innehållsförteckning.........................................................................................
Inledning..........................................................................................................
Syfte.................................................................................................................
Geologisk bakgrund.........................................................................................
Stratigrafi.......................................................................................................
Metodik............................................................................................................
Geokemi........................................................................................................
Petrografisk analysmetod...............................................................................
Analysmetod för tungmineral.........................................................................
Möjliga felkällor..............................................................................................
Bearbetning av data........................................................................................
Resultat............................................................................................................
Tungmineralanalys........................................................................................
Petrografi.......................................................................................................
Geokemi.........................................................................................................
Diskussion........................................................................................................
Slutsatser..........................................................................................................
Tack till............................................................................................................
Referenser........................................................................................................
Bilagor.............................................................................................................
REE­Variationsdiagram för de enstaka proven..............................................
Texturella egenskaper....................................................................................
1
2
3
4
5
7
8
9
9
10
10
11
12
13
13
15
17
20
28
28
29
32
32
35
Inledning
Målet med undersökningen är att utreda om man kan använda tungmineral och geokemi i devonska sediment som reflektion av orogena händelser i Kaledoniderna.
Som metod för att lösa problemet användes tungmineral­ och kemisk analys av prover från borrkärnan Valga 10 (Fig.1) igenom devonska sediment från Devonska Baltiska Bassängen.
I ordovicium och silur var Baltiska Bassängen ett epikontinetalt hav som dominerades av marin karbonatavlagring. Från tidig devon hade innanhavet växlande grad av förbindelse med havet utanför med en begynnande alternerande sedimentation av terrigent material till följd. Detta förstärktes mot och igenom mellersta devon för att i sendevon övergå igen till karbonat­ och evaporitavlagring (Kurschs 1992, Kleesment 1997, Kleesment & Mark­Kurik 1997, Kajak 1997).
De undersökta borrkärnsfragmenten kommer från borrhålet Valga 10 (57˚48,24' N och 26˚4,65' E)
(Fig. 1, Fig. 2), som ligger utanför staden Valga i Estland. Borrkärnan provtogs av Piret Plink­
Björklund och Glenn Patriksson år 2003. Provtagningen ingår i ett större forskningsprojekt omfattande sedimentation i den Devonska Baltiska Bassängen i Estland och Lettland. Provdjupen är ej exakta på grund av att kompletta borrkärnedjup saknas. Dock stämmer formationsgränserna.
Borrhålet finns inom Valmiera­Lokno jordskopehöjningen som utvecklades mellan äldre silur och mellersta devon (Puura & Vaher, 1997). Sedimentära strukturer och mineralogi hos de devonska sedimenten i Valga verkar opåverkade av denna jordskopehöjning (Põldvere, 2001).
Undersökningen gjordes på 18 prover tagna från en borrkärna genom mellandevon; eifel och givet.
Provurvalet gjordes med hänsyn till de olika stratigrafiska skiktgränserna i borrkärnan. Endast fyra av alla prov var tillräckligt mekanisk stabila för att texturen kunde bibehållas i tunnslipstill­
4
verkningen. Men även i dessa prov kunde man tyvärr inte fastställa deras ursprungliga struktur innan provtagningen från borrkärnan. I resten av alla andra proverna var det omöjligt att utvärdera deras struktur eller texturella orientering i provet mikroskopiskt, på grund av att de var ocementerade med låg hållfasthet eller att de bestod av lös sand. Följaktligen har jag i huvudsak koncentrerat mig på kemiska­ och tungmineralanalyser, men även analyserat petrografiska egenskaper såsom mogenhet, storlek, rundning och färg.
Fig.1
Estlandkarta med borrhålet Valga 10
Syfte
Huvudsyftet med arbetet var att få svar på tre frågor:
­ Från vilken tektonisk miljö kan man härleda sedimentet?
­ Vilken / vilka ursprungsbergarter kan sedimentet härstamma ifrån?
­ Kan man bekräfta att sandstenen blir mognare uppåt som indikerats i de undersökningar som 5
tidigare genomförts (Plink­Björklund & Björklund, 1999) i det omkringliggande området?
Rapporten omfattar följande uppgifter:
­ Kemiska och mineralogiska analyser av utgångsmaterialet
­ Utvärdering av och jämförelse med redan befintliga forskningsresultat
­ Bedömning av möjliga utvecklingsprocesser av sedimentet
Undersökningen avser att bidra med detaljerad information om sedimentets ursprung, transport och avsättningsmiljö, enligt ovan. Resultaten ska jämföras med andra analyser av borrkärnor från de baltiska länderna.
Hämtad ur Proc. Estonian Acad. Sci. Geol., 2006, 55, 1, 67–87
6
Geologisk bakgrund
Estland tillhör den nordvästra delen av den östeuropeiska plattformens devonska del. Vid denna tid befann sig den östeuropeiska plattformen inom ekvatorregionen av Laurussiakontinenten, som ackreterades under ordovicium och silur. Den östeuropeiska plattformens utveckling påverkades både av tektoniska rörelser och eustatiska havsnivåändringar (Ziegler, 1988). De devonska avsättningarna ligger i den sydliga delen av den Fennoskandiska kratonen. I tidig devon och i början av mellandevon uppvisar den sedimentära lagerföljden tecken på växlande förbindelser med oceanen utanför; först i den nordöstra delen och senare i den östra och sydöstra delen. Regressionen som började i slutet av silur och pågick till tidig devon slutade med en kortvarig transgression i den så kallade kemeri åldern, en tidsperiod i mitten av tidig devon (Tichomirow, 1967; Kurschs, 1992). I början av devon började terrigent material komma in från den skandinaviska orogenen från nordvästlig riktning (Narbutas, 1984; Kurschs, 1992). Den baltiska depressionen blev fullständig ifyllt. Endast en resterande lagunliknande vattenkropp blev kvar i sydöstra delen (Nestor & Einasto, 1997). I sen lochkov avbröts sedimentationen, p.g.a. av transgression, i den östeuropeiska plattformens nordvästra del. Delningen av de Kaledoniska och Hercyniska tektoniska enheterna, den så kallade geokratiska1 perioden, började. Perioden kännetecknas av denudation av äldre baltiska paleobassängsediment (Nestor & Einasto, 1997). Detta påverkade det baltiska området genom upplyftning och denudation från senlochkov till början av prag (Kurschs, 1975). Från slutet av prag till och med början Fig. 3 Teckningarna visa distributionen av litofacies igenom Eifel och Givet: A0 ­ Pärnu, A ­ Aruküla, B ­ Burtnieki, C ­ Gauja, D ­ Amata. I ­ near­shore clastic sedimentation, II shallow­marine sandy­silty sedimentation, IV ­ estuarine clastic deposits. 1 ­ assumed boundary of the marine basin; 2 ­ boundary of the deposition areas; 3 ­ belt of garnet concentration; 4 ­ main direction of the influx of clastic material; 5 ­ sandstone; 6 ­ siltstone; 7 ­ clay.
av ems var hela östeuropeiska plattformen under påverkan av kontinentalt klimat under vilket tidigare avsatta sediment eroderades. Slutet av ems (rezekne) till
slutet av leivu i mellersta eifel utmärktes av en utpräglad (Figur tagen ur Raukas & Teedumäe, 1997)
1
Geokratisk/Γαιοκρατία: Betecknar jordrörelse som minskar den vattentäckta jordytan (motsatsen till hydrokratisk).
7
transgression, vari bassängen i början av pärnu hade en kortvarig regressionsfas, som präglades av karbonatsedimentation samt dolomitisk slam med skiftande lerandelar (Kleesment, 1997). Den påverkan som den mellandevonska marina transgressionen hade på den östeuropeiska plattformen nådde höjdpunkten i narva när en grund bassäng med karbonatsedimentation täckte plattformens huvuddel (Kurschs, 1992). Denna avbröts av en pulserande regression som pågick till givets slut och utmärks av sand­silt­sedimentation. Denna regression orsakas av det stora tillflödet av terrestriskt material från de Skandinaviska Kaledoniderna i nordväst (Plink­Björklund & Björklund, 1999).
Efterföljande i början av sendevon uppkom en ny transgression. Havets slutliga reträtt från "Estland" visas av ackumuleringen av i huvudsak marin bildade sediment i kureküla och tarvastu avlagringarna (Raukas & Teedumäe, 1997).
Stratigrafi
Standardenheter
Epoker
Åldrar
Famenn
yngre Devon
Lokala stratigrafiska enheter
Ålder Ma
Tider
Formation
374,5 ±2,6 Daugava
Dubniki
Frasn
Plavinas
385,3 ±2,6
Givet
391,8 ±2,7
Medlem, Lager*
Prov
5
Daugava
Dubniki
Chudovo
Pskov
Snetnaja
Gora
Amata
Amata
Gauja
Gauja
Burtnieki Burtnieki
Lode Sietini
4 6 1
Abava* Koorküla* Härma*
68 64 60 53
Tarvastu* Kureküla* Viljandi*
52 49 45 41
Aruküla Aruküla
Gorodenka Leivu Narva
Vadja
mellersta Devon
Eifel
äldre Devon
Ems
Prag
Lochkov
40 38 34
Pärnu
Tamme Tori 33 30 25
397,5 ±2,7 Pärnu
Rezekne Lemsi/Mehikoorma
407,0 ±2,8
Kemeri
Kemeri
411,2 ±2,8
Tilze
Tilze
416,0 ±2,8
Fig. 4
Stratigrafisk indelning av devon med tonvikt på i Estland förekommande enheter (Raukas & Teedumäe, 1997). Åldersangivelserna är i miljoner år enligt ISC, 2008. Fet stil hänvisar till stratigrafin vari de undersökta proverna ingår.
8
Metodik
Geokemi
Analys av huvudämnen och spårämnen genomfördes med hjälp av svepelektronmikroskop (SEM­EDS *Scanning Electron Microscope Zeiss DSM 940) och masspektrometer (LAICP­MS *inductively coupled plasma mass spectrometer system) teknik.
Alla prov grovmaldes först separat i en agatfatskvarn. Efteråt blev 5g av det grovmalda provet finmalet för hand tills inga korn kunde kännas med fingrarna längre. Därefter värmdes proverna i porslinbehållare i ugn vid 1000°C i 20 minuter för att driva ur kristallint bundet vatten och samtidigt oxidera allt järn till Fe2O3. Efter denna procedur blandades 0,3g av det finmalda materialet med 0,5g etanol och maldes i ett mindre agatfat för hand tills alkoholen hade avdunstat fullständigt.
Av detta så behandlade materialet smältes 0,1g i små kolbelagda smältdeglar av molybden.
Smältningen utfördes stegvis genom elektrisk uppvärmning tills fullständig uppsmältning uppnåtts. De på så sätt framställda homogeniserade glasbitarna bröts sönder och inbäddades i genomskinlig epoxyharts. Puckytan nedslipades tills glasbitarna kom fram, polerades och belades därefter med kol.
Huvudämnen analyserades i en SEM­EDS. Kalibreringen skedde mot koboltstandard och varje prov blev punktanalyserat fyra gånger, varav ett genomsnittsvärde beräknades.
Analys av spårämnen genomfördes med hjälp av ett HP 4500 ICP­MS instrument vars känslighet är mycket högre jämfört med SEM­EDS. Innan analyseringen är det nödvändigt att avlägsna kolbeläggningen. Varje prov linjeanalyserades tre gånger och ett genomsnittsvärde beräknades.
9
Petrografisk analysmetod
De prover som var tillräckligt mekaniskt stabila och fanns kvar som sten sågades, limmades på objektsglas och slipades ned till 30µm. Utgångsmaterialet som var mekaniskt för ostabilt, eller som endast fanns som lös sand, bäddades in i transparent epoxyharts, och slipades ned till 30µm. Tunnslipen punkträknades (s.k. point­counting) med användning av Gazzi och Dickinsons (1979) metod. Denna metod behöver varken sållat provmaterial eller upprepade räkningsomgånger för respektive storleksfraktioner för att kunna minimera deras sammansättningsvariationer. Osorterade prov, innehållande alla kornstorlekar, användes.
Analysmetod för tungmineral
De prov som inte redan fanns i sandform blev varsamt krossade. Nästa steg var att försortera alla prov med hjälp av en vaskpanna för att minska andelen av lågdensitetsmineral och den efterföljande torkningen. För att separera tungmineralen användes en kombination av tungvätska och blandningsmedel med blandningsdensiteten av 2,85g/cm3. Som tungvätska användes dijodmetan (CH2I2) med 3,31g/ml och blandningsmedelet diklormetan (CH2Cl2) med 1,33g/ml. Densiteten kontrollerades fortlöpande innan separationen. Separationen pågick i 30 minuter. De så separerade tungmineralen fixerades på ett objektsglas med hjälp av dubbelsidig tejp och fick en kolbeläggning.
För kemisk analys och identifiering användes även här en SEM­EDS som kalibrerats mot kobolt. Varje prov punktanalyserades etthundra gånger.
P.g.a. misstänkta resultatavvikelser efter första separationen gjordes en andra omgång av tungmineralseparationen och analysen för proverna 5, 25 och 34. Dessa resultat överensstämde med de tidigare analyserna och bekräftade därför att inga avvikelser eller fel förelåg vid separationen eller analysen.
10
Möjliga felkällor
Provtagning
En möjlig osäkerhet finns i samband med antagandet att proverna kemisk och fysikalisk stämmer överens med borrkärnan vid provtagningstillfället.
Lagringen samt förflyttning av provmaterialet medför en viss osäkerhet eftersom effekter av undermåliga provbehållare respektive dåliga lagringsförhållanden av borrkärnan icke kan uteslutas.
Eftersom provtagningen, samt allt som hände efteråt tills att provmaterialet överlämnades till mig, skett utan min medverkan kan jag icke pröva om de ovan nämnda felkällorna helt kan uteslutas.
Urvalet av prover samt antal prover bedöms inte utgöra problem ur tolknings eller statistisk synpunkt, då bägge momenten utfördes av projektledaren.
Men jag vill framhålla särskilt att hela analysmaterialet, till att hela analysen p.g.a. användningen av en enda borrkärna geografisk sett är en punktanalys som inte nödvändigtvis återspeglar de geologiska förhållandena inom hela Devonska Baltiska Bassängen. Avvikelser från borrkärnans stratigrafi bör därför förväntas i jämförelse med bassängen som helhet.
Tungmineralanalys
Tänkbara felkällor angående denna analysform finns p.g.a. fysikaliska och/eller kemiska inverkningar på provmaterialet före och genom analysen som kan leda till förvrängda eller felaktiga resultat. En tänkbar felkälla vid separationen finns i form av att järncement utfällt på kiselkorn kan leda till förhöjd densitet av kornen. Således är det möjligt att större proportion kvartskorn ingick i de separerade proverna än densiteten på ren kvarts skulle orsakat. Även finkornigheten av provmaterialet måste ses som möjlig hinder för att tungmineralseparationen skall ge utvärderingsbart resultat i form av utfällningar. Analyserna av sådana prov har därför gjorts om för att minimera denna felkälla. Fel i de kemiska analyserna (och således mineralogisk identifikation) är 11
möjliga p.g.a. felaktig kolbeläggning och kalibrering vid provhantering för analys i svepelektronmikroskop (SEM­EDS). För att utesluta resp. minimera denna felkälla genomfördes tillfälliga extrakontroller av andra laboratoriemedarbetare för att säkerställa korrekta analysdata.
Geokemiska analyser
Vid spårelementanalysen kan fel uppstå genom otillräcklig borttagning av provernas kolbeläggning härstammande från SEM­EDS analysen (huvudämnen). Samtliga prov dubbelkontrollerades efter borttagningen av en annan laboratoriemedarbetare.
Grundläggande ”felkällor” (modifieringar) p.g.a. geologiska processer innan provtagningen
Härtill skall räknas processer såsom vittring, erosion, metamorfos, sortering och diagenes som står i sammanhang med transport, avlagring, hydrauliska förhållanden och biogen påverkning av ursprungsbergarten respektive ursprungsmaterialet tills dess att provtagningen skett.
Samtliga nämnda fel respektive felkällor angående provbehandling och analys vid GVC kan så långt teknisk möjligt uteslutas (se ovan). Varje prov behandlades ytterst varsamt enligt gällande standard samt analys­ och behandlingsregler vid GVC.
Bearbetning av data
Databearbetningen skedde i huvudsak med följande programvaror: Gnumeric och OpenOffice som tabellkalkulation, OpenOffice som textbearbetning, ∆Plot 1.1.1 för trekantsdiagramanalys och PanPlot för diagramteckning.
12
Resultat
Tungmineralanalys
Pärnu formation
Granat (almandin) dominerar tungmineralinnehållet i Pärnu Fm. med undantag av översta Pärnu Fm. (prov 33) där aragonit/dolomit utgör nästan 80 vol% av mineralinnehållet med augit som accessoriskt mineral. Muskovit, rutil, ilmenit, turmalin, zirkon och apatit finns i olika halter genom stora delar av stratigrafin.
Narva formation
Prov 34 (understa Narva Fm.) visade inga tungmineralhalter alls. Möjligtvis kan detta bero på prov­
materialets finkornighet genom tungmineralseparationen. Annars är det apatit (samt muskovit i prov 38) som dominerar tungmineralinnehållet i narvaformationen. Rutil, ilmenit, turmalin, zirkon finns som innehåll i olika halter genom stora delar av stratigrafin samt biotit i prov 38.
Aruküla formation
I denna formation dominerar olika tungmineraler i de 4 olika proverna.
I prov 41 dominerar granat och biotit, i prov 45 apatit, i prov 49 ilmenit och magnetit, och i prov 52 muskovit. I olika halter finns dessutom genom hela stratigrafin ilmenit/magnetit, zirkon och apatit. I prov 41 förekommer dessutom muskovit, i prov 45 rutil, granat (almandin) och turmalin, i prov 49 muskovit, rutil och turmalin, och i prov 52 biotit, rutil och turmalin.
Burtnieki formation
I prov 53 dominerar dolomit medan i resten av Burtnieki Fm. dominerar ilmenit.
I prov 68 utgör pseudorutil hälften av ilmenitmineralogin. 13
Muskovit, rutil, turmalin, zirkon och apatit finns som innehåll i olika halter genom stora delar av stratigrafin. Accessoriskt finns biotit i prov 60 & 68, granat (almandin) i prov 60 & 64, staurolit i prov 53 & 64, samt aragonit i prov 60 & 64.
Gauja formation
I denna formation dominerar ilmenit/magnetit­gruppen. Som pseudorutil i prov 1 & 4, och magnetit i prov 6. Endast staurolit finns med varierande halter genom hela formation.
Som accessoriska mineraler finns dessutom muskovit i prov 6, rutil i prov 1 & 6, granat (almandin) i prov 6, turmalin i prov 6 & 4, samt zirkon i prov 1.
Amata formation
Prov 5 visade inga tungmineralhalter alls p.g.a. provmaterialets finkornighet.
Samtliga resultat av tungmineralanalysen finns sammanfattat och förtydligat i Fig. 5, Fig. 6 och Fig. 7.
Biotit
Muskovit Rutil Ilmenit/Magn. Granat Turmalin Zirkon Staurolit Apatit Aragonit/Dol. övriga
Formation Prov Totalt tungmineralinnehållet
Amata
5
0
Gauja
4
13
2
4
4
Gauja
6
1
4
38
1
15
2
4
Gauja
1
4
85
1
20
12
Burtnieki
68
1
10
9
24
6
5
5
20
Burtnieki
64
9
5
47
2
19
2
1
12
30
Burtnieki
60
9
6
8
22
7
17
4
2
1
38
Burtnieki
53
4
9
4
3
1
14
39
34
Aruküla
52
4
24
1
4
5
6
3
20
Aruküla
49
10
12
29
1
7
8
41
Aruküla
45
7
18
2
5
3
39
11
30
Aruküla
41
33
16
13
35
6
7
16
Narva
40
9
5
5
3
17
1
17
Narva
38
3
21
2
14
6
9
20
22
Narva
34
Pärnu
33
59
17
Pärnu
30
3
5
21
59
3
6
26
Pärnu
25
3
1
8
47
3
39
TOTALT
0
23
65
122
80
127
114
108
67
108
115
126
57
97
0
76
123
101
”Övriga” innebär olika mineralkorn som är så få att dem inte är signifikanta.
Alla prov analyserades med samma metodik och gjordes på samma provmängd vid tungmineralanalysen.
Fig. 5
14
Fig.6
Fig. 7
Petrografi
Med undantag av proverna 34 (Narva Fm.) och 5 (Amata Fm.) med karbonat som huvudmineral domineras samtliga prov av kvarts. Deras kvartsinnehåll varierar mellan 99 vol% till 83 vol%. Respektive andelen accessoriska mineraler skiftar kraftigt i antal och innehåll (Fig. 8).
15
Kornstorleken varierar mellan grovsilt och grovsand med tungvikten på mellansand. Proverna från Narva Fm. och Gauja Fm. utmärks av relativt liten variation av kornstorlek och kornmogenhet, jämfört med övriga formationer. Gauja Fm. karakteriseras dessutom av mycket höga halter
(98­99 vol%) av huvudmineralet kvarts (Fig. 8).
En trend som kan utläsas är en ökande kornmogenhet uppåt fr.o.m. slutet av Burtnieki Fm. (Fig. 9, bilagor Fig. 19).
Kortbeskrivning av mineralogin för alla prov (punkträkning optisk)
P rov
5
4
6
1
68
64
60
53
52
49
45
41
40
38
34
33
30
25
For m ati on
Amata
Gauja
Gauja
Gauja
Burtnieki
Burtnieki
Burtnieki
Burtnieki
Aruküla
Aruküla
Aruküla
Aruküla
Narva
Narva
Narva
Pärnu
Pärnu
Pärnu
Huvudm i neral
Cc
Qz
Qz
Qz
Qz
Qz
Qz
Qz
Qz
Qz
Qz
Qz
Qz
Qz
Glim/Karb
Qz
Qz
Qz
vol %
99%
99%
98%
94%
99%
83%
96%
90%
96%
96%
90%
98%
85%
56%
99,6%
98%
94%
Accessor i ska m i ner al
Do
Bi
Bi, Fsp
Mkl, Ort
Bi, Mkl, Mu
Bi, Mkl
Ol, Bi, Ort, Hbl
Mkl, Ol, Karb, Ort, Hbl, Bi
Bi, Mu, Ol, Mkl
Bi, Ol, Mkl, Hbl
Bi, Karb, Ol
Bi, Mu, Ol, Mkl
Bi
Karb, Bi, Hbl
Qz, Bi
Mkl
Am, Fsp
Fsp, Mu
vo l %
Anteckni ngar
För finkornig för optisk analys
1%
1%
2%
6%
1%
3%, 2%
4%
6%, 4%
2%, 2%
3%, 1%
5%, 5%
2%
10%, 2%, 3%
44%
0,4%
2%
3%, 3%
Fig. 8
Fig. 9
16
Kvarts med mycket inre och utre omvandlingar
Hälften av alla kvartskorn är gulfärgad
Järnoxider, ofta som matrix, utgör 9%
Väldig finkornig - Glimmer/Karbonat optisk icke åtskillbar
Karbonatcement
Cc
Qz
Do
Bi
Fsp
Mkl
Ort
Mu
Ol
Hbl
Karb
Am
Kalcit
Kvarts
Dolomit
Biotit
Feldspat
Mikroklin
Orthoklas
Muskovit
Olivin
Hornblände
Karbonat
Amfibol
Geokemi (huvudelement)
Pärnu formation
Prov 25 & 30 domineras av SiO2 med omkring 94­95 wt% och Al2O3 med circa 3 wt%. Prov 33 däremot innehåller totalt sett mindre SiO2 (82 wt%) men visar tydliga halter av MgO och CaO samt mindre halter av Al2O3, Fe2O3 och K2O. Dessutom saknar prov 33 TiO2 och P2O5 som däremot finns i resten av Pärnu.
Narva formation
Prov 34 visar en förhållandemässigt låg halt av SiO2 med endast 62 wt% men samtidigt höga halter av MgO, CaO och Al2O3, alla med över 9 wt%. Prov 38 & 40 domineras av SiO2 med 83­87 wt%. Prov 38 visar dessutom ringa halter av CaO. Alla prov hamnar över 3 wt% K2O med ringa andelar Fe2O3 och TiO2.
Aruküla formation
Ett högt men skiftande innehåll (85­90 wt%) av SiO2 dominerar tillsamman med ett lika växlande (5­11 wt%) innehåll av Al2O3. Markant är halten av K2O som hamnar mellan 2½­4 wt%. Ringa halter av Fe2O3 och TiO2 förekommer samt P2O5 med undantag av det sistnämnda i prov 41.
Burtnieki formation
Olika men höga halter av SiO2 (80­94 wt%) dominerar denna formation. Tydliga variationer (14­0 wt%) finns beträffande CaO. Mer jämnt är innehållet av Al2O3, K2O och Fe2O3. Prov 64 saknar både MgO och P2O5. Små mängder TiO2 finns utom i prov 53 dessutom saknar även prov 68 P2O5.
17
Gauja formation
Dominansen av SiO2 (97­99 wt%) är noterbar. Vidare är formationen fri från CaO och MgO. Däremot finns det mindre mängder av Al2O3 och K2O. P2O5 finns i prov 1 & 4 samt TiO2 i prov 1.
Amata formation
Detta prov (6) avviker kraftigt, p.g.a. av sin höga karbonathalt.
Sammansättningen är CaO (38 wt%), MgO (27 wt%), SiO2 (24 wt%) och Al2O3 (9 wt%). Därtill kommer låga halter av Fe2O3, K2O, TiO2 och P2O5.
Fig. 10
Huvudelementfördelningen genom stratigrafin
Geokemi (spårelement)
Spårelementkoncentrationen visas med hjälp av ett REE­diagram som är normaliserat mot en allmänt accepterad referensstandard. I detta fall chondritmeteoriter eftersom dessa uppfattas som opåverkade exempel av vår solsystemets nukleosyntes (Rollinson, 1996).
18
Fördelarna ett REE­diagram erbjuder är å ena sidan att de s.k. REE (rare earth elements, dvs. sällsynta jordarter) tillhör de spårelement som visar minst löslighet och å andra sidan är de relativt orubbliga vid lågmetamorfa processer och förändringarna.
Fig. 11
Fig. 11 uppvisar relativt likartade mönster, undantagen är Pärnu­ och Gaujaformationen. De flesta proven visar en liknande trend bortsett från några koncentrationsskillnader. En negativ Eu­anomali, som vanligen föklaras med plagioklaskristallisation och differentiaktion i magmatiska processer (Åberg, 1997), kännetecknar alla undersökta geologiska enheter, bortsett från Gaujaformationen. Vidare kan en positiv Ce­anomali konstateras med undantag av Amata Fm. Denna Ce­anomali kan vara en indikation på vittring i sammanhang med vatten (Kagi & Takahashi, 1998). Anrikningen av HREE (heavy REE, dvs. tunga sällsynta jordarter) inom Pärnuformationen som yttrar sig i form av ett "måsvingeformat" (s.k. gull wing­shaped) REE­mönster, tillsammans med en mindre neg. Eu­
anomali, är typisk för differentierade graniter (Matos et al., 2009). Gaujaformationen karaktäriseras av generellt låga koncentrationer särskilt gällande HREE och en kraftig positiv Ce­anomali. Det som icke framkommer i detta diagram är de variationer som finns inom de olika geologiska formationerna. För dessa hänvisas till Fig. 18 i bilagorna.
19
Diskussion
Borrkärnan Valga 10 har analyserats för att kunna ge svar på om man kan härleda sedimentet från en bestämd tektonisk miljö och vilka specifika ursprungsbergarter sedimentet härstammar ifrån.
För att få svar på frågan avseende sedimentets tektoniska ursprung användes de diskriminativa diagrammen av Bathia (1983), Bathia & Crook (1986) och Roser & Korsch (1986).
Angående frågan om sedimentets ursprungsbergarter användes orörliga spårelement som har visat sig vara mer tillförlitliga vid analys av ursprungsbergarter (Bhatia & Crook, 1986, McLennan et. al., 1980, m.fl.). Bathia & Crook (1986) identifierade fyra olika tektoniska ursprung med hjälp av de orörliga spårelementen La, Th, Sc, Co, Zr. Dessa fyra ursprungsområden är oceanisk öbåge (OIA), kontinentalbåge (CIA), aktivt kontinentalt randområde (ACM) och passivt randområde (PM).
För att klassificera olika sandstensarter användes diagrammen av Herron (1988) som baseras på förhållanden mellan SiO2/Al2O3 (uppdelning i Si­rik kvartsarenit och Al­rik skiffer) och Fe2O3/K2O (uppdelning mellan litisk och fältspatrik sand). Stigande värden av SiO2/Al2O3 pekar på en förbättrad mogenhet, däremot indikerar Fe2O3/K2O­värden den mineralogiska stabiliteten. Som regel kan fastställas att stabila mineralsammansättningar visar mindre Fe2O3/K2O­förhållanden. Däremot är höga Fe2O3/K2O­förhållanden ett tecken av mindre stabila mineralsammansättningar som är nära sedimentkällan och rika i litiska fragment (Herron, 1988).
Sedimentindelningen i felsisk, mafisk, kvartshaltig och intermediär genomfördes med en diskriminantfunktionsanalys av Roser & Korsch (1988). Härför användes Al, Ca, Mg, Fe, Ti, Na och K­oxider. Den negativa Eu­anomalin som, i olika utsträckning (Fig. 11 och Fig. 18), kännetecknar många prov, förklaras med fältspatkristallisationen. I huvudsak är det plagioklas som ackumulerar Eu2+ och lämnar kvar en Eu­fattig restmagma. Avsaknaden av den negativa Eu­anomalin i Pärnu Fm. samt Gauja Fm. är en hänvisning till att plagioklasdifferentieringen inte hade någon betydelse.
Med undantag av prov 53 vilket kan klassificeras som felsisk (Felsic igneous provenance) med tendens mot intermediär (Intermediate igneous provenance) kan alla andra undersökta prover klassificeras som kvartshaltiga (Quartzose sedimentary provenance) enligt diskriminant­
funktionsanalysen (Fig. 12, Roser & Korsch, 1988). Det kvartshaltiga sedimentet kännetecknas av den klastiska sammansättningen som är typiskt för ett passivt randområde (Roser & Korsch, 1988).
20
Fig. 12
Ursprungsdiskriminationsdiagram enligt Roser och Korsch (1988)
Fig. 13
21
Spårelementdata tyder i huvudsak på en kontinentalbåge (CIA) med delvis avvikande tendenser
(Fig. 13). Särskilt Gaujaformationen träder fram med flera olika trender. Dock, samtliga plottar uppvisar generellt inflytande från ett passivt randområde (PM).
Viktigt i detta sammanhang är att p.g.a. den höga kvartshalten i de undersökta proven, gäller en viss skepsis angående pålitligheten av de spårelementdata jämfört med de analysdata från tungmineral­, huvudelement­ och petrografiundersökningen. Detta för att den höga kvartshalten späder ut spårelementkoncentrationen.
Fig. 14
Kemisk klassificering enligt Herron, 1988
Fig. 15
Kemisk klassificering enligt Bathia, 1983
22
Vid användningen av diagrammet (Fig. 15) enligt Bathia (1983) är det nödvändigt att de prover som visar höga CaO halter anpassas med hänsyn till karbonathalten. Haughton (1988) och Winchester & Max (1989) kunde visa att diagrammet felklassificerade sådana sediment (I: Rollinson, 1993. 207­208). Beträffande karbonathalten gäller det även för (Fig. 16) enligt Roser & Korsch (1986).
Ursprungsdiskriminationsdiagram enligt Roser och Korsch (1986).
Fig. 16
Oceanisk öbåge (OIA); aktivt kontinentalt randområde (ACM); passivt randområde (PM).
Pärnu formation
Den dominerande almandinen i prov 25 och 30 tyder på granitbergarter och biotitskiffer som ursprungsbergarter. Rutil, ilmenit, turmalin, zirkon och apatit kan härstamma från gabbro, granodiorit, granitbergarter eller gnejs. Höga halter av zirkon, tourmalin och rutil, i sammanhang med höga kvartshalter, tyder på subaeril vittring och möjligtvis stigande humidifikation.
Prov 33 visar på en tydlig skiftning av källberggrund av ursprungsbergarten. Dolomit är helt dominerande [karakteristiskt dolomitcementerat mellanlager i Tamme (Kleesment, 1997)] och mineralets finkornighet och kornmogenhet tyder på snabb cementering efter avlagringen.
Den geokemiska analysen (Fig. 14) visar att prov 25 och 30 i enlighet med Herron (1988) kan klassificeras som subarkos, prov 33 däremot som sublitharenit.
Huvudelementen som hittades i proven (Fig. 15) tyder enligt Bathia (1983) på ett passivt 23
randområde (PM). Detta bekräftas (Fig. 16) även av Roser & Korsch (1986) och (Fig. 12) Roser & Korsch (1988).
Prov 25 visar ett "måsvingeformat" (s.k. gull wing­shaped) REE­mönster (Fig. 18). Ett sådant mönster tillsamman med en mindre Eu­anomali är typiskt för differentierade graniter eftersom F­ och Cl­rika hydrotermala vätskor visar ett högt REE­mobilitet. Även prov 30 visar fortfarande tecken på stigande REE­halter. Dessa är dock tydlig avtagande jämfört med prov 25. Prov 33 uppvisar ett vanligt mönster utan anomalier.
Den höga granathalten hänvisar till att det antingen fanns över lång tid stabila sedimentationsmiljöer eller så fanns det en betydande inflytande av metamorfa bergarter. Troligtvis ligger sanningen i både och. Jämför man de olika analysmetoder och sammanfattar deras resultat stämmer dessa bra överens. Således kan konstateras att det fanns genom pärnu över längre tider stabila sedimentationsmiljöer samt inflytande av metamorfa, antagligen prekambriska, bergarter.
Narva formation
Nedre Narva Fm., representerad genom prov 34, hade inget tungmineralutfall som kunde utvärderas.
I mellersta och övre Narva Fm. som representeras genom proven 38 respektive 40 tyder stigande halter av apatit samt avtagande halter av granat och titanit på att nytt bergmaterial blev nervittrade. De stigande halter av rutil, turmalin och zirkon indikerar en ökande inflytande av granit­ och gnejsbergarter fr.o.m mellersta narva. Men avsaknaden av granat är samtidigt ett tecken på en totalt sett minskad inflytande av granitbergarter jämfört med pärnutiden. Denna övergång markerar ett skifte från i huvudsak metamorfa bergarter till sura magmatiska bergarter som huvudleverantör uppåt inom stratigrafin. För rutil, ilmenit, turmalin och zirkon finns det flera möjliga ursprungs­
bergarter som gabbro, granodiorit, granitbergarter eller gnejs.
Den geokemiska analysen (Fig. 14) visar att prov 34 kan klassificeras (Herron, 1988) som arkos, proverna 38 och 40 däremot som subarkos. En viss tendens från en kontinentalbåge (CIA) mot ett passivt randområde (PM) kan antas när man tittar på gruppkaraktären i Fig. 13.
Huvudelementen (Fig. 15) tyder (Bathia, 1983) på ett aktivt kontinentalt randområde (ACM). Enligt (Fig. 16) Roser & Korsch (1986) kan alla prov utifrån sina specifika egenskaper identifieras som tillhörande ett passivt randområde (PM). De kemiska resultaten kan anses härstamma från olika källområden med delvis omarbetat material som hamnade i samma sedimentationsområdet. Vidare uppvisar hela formationen en negativ Eu­anomali (Fig. 11). Det finns en tydligt förändring vid övergången från Pärnu Fm. till Narva Fm.. Mogenheten minskar och tyder på kortare transportvägar 24
och en relativt snabb sedimentation. Inom nedre narva verkar det ha funnits en transgressiv miljö som ett grundhav, följt av regressiva perioder i mellersta och övre narva representerade av proverna 38 och 40.
Aruküla formation
Tungmineralförekomsten i denna formation tyder på flera växlande källområden genom avlagringen respektive flera omlagringar. Att det förekommer ilmenit/magnetit, zirkon och apatit genom hela stratigrafin är en hänvisning till att det ändå fanns en permanent tillströmning av magmatiska sediment.
Den geokemiska analysen (Fig. 14) visar att prov 41 och 52 kan klassificeras (Herron, 1988) som arkos, respektive subarkos vid proverna 45 och 49.
Huvudelementen (Fig. 15) tyder (Bathia, 1983) på aktivt kontinentalt randområde (ACM) med undantag av prov 45 som pekar på en oceanisk öbåge (OIA). Gällande prov 45 verkar detta icke vara troligt men den egendomliga plottplaceringen orsakas av den höga fosfathalt (apatit) i detta prov. Vidare visar prov 45 i motsats till de andra tre proven i denna formation en positiv Ce­anomali
(Fig. 18). Utslaget av denna är så kraftigt att den påverkar det totala formationsvärdet (Fig. 11). Detta talar för hydrotermala omvandlingar i samband med subakvatiska bildnings­ resp. avlagrings­
förhållanden i nedre Aruküla.
Övergången från Narvaformationen medför en växelvis ändring av sedimentets ursprungsmiljö. Vidare indikeras en skiftande inflytande av mafiska och felsiska bergarter genom hela formationen.
Det framkommer tydligt att sedimentet är både grovkornigare och mer omogen jämfört med föregående formationen. Således finns härkomstområdet nära och avlagringen skedde snabb. Dessutom kan olika sedimentkällor som samtidig avlagrades med hjälp av den petrografiska undersökningen konstateras.
Burtnieki formation
Den dominerande dolomiten i prov 53 tyder, p.g.a. den jämförelsevis grovkorniga förekomsten, på omkristalliserat sendiagenetiskt material. Första förekomsten av staurolit i stratigrafin kan noteras. Detta tyder på högmetamorfa bergarter i källområdet. Ilmenitdominansen uppåt inom stratigrafin tyder på mafiska ursprungsbergarter, t.ex. gabbro. Rutil, turmalin och zirkon kan antingen härledas från granitbergarter eller även tyda på ett omvandlat, långtransporterat orogent sediment. Färgändringen samt yttre och inre omvandlingar som inom den övre formationen finns på ett stort 25
antal kvartskorn indikerar polycykliska sediment från före detta diagenetiska ändringar.
Den geokemiska analysen (Fig. 14) visar att alla prov i denna formation kan klassificeras (Herron, 1988) som subarkos men med en tydlig tendens mot sublitarenit hos prov 60.
Huvudelementen (Fig. 15) indikerar (Bathia, 1983) ett aktivt kontinentalt randområde (ACM) och (Fig. 16) Roser och Korsch (1986) en passiv öbåge (PM). Prov 53 påvisar som enda prov inom hela den undersökta stratigrafin en positiv anomali av LREE
(Ce, Pr, Nd, Sm) samtidigt kan en mindre negativ Eu-anomali konstateras (Fig. 18). Eftersom
HREE och Eu vanligtvis anrikas i granit och plagioklas betyder deras minskade förekomst att dessa
samlats i restiten. Till skillnad från alla andra prov inom formationen så uppvisar prov 60 en kraftig negativ Eu­anomali (Fig. 18). Denna indikerar en Eu­fattig restmagma orsakad genom fältspat­
kristallisation av magmatiska ursprungsbergarter.
Jämfört med föregående formationen kan ett ökande inflytande av mognare sediment uppåt inom stratigrafin ses som hänvisning till en grundläggande förändring av källområdet. Flera byten av transgressiva och regressiva faser kännetecknar mer kortvariga avsnitt inom formationen. Som avlagringsområde är med hänsyn till petrografin en fluvial deltaplan tänkbar.
Gauja formation
Ilmenit/magnetitdominansen tyder även här på mafiska ursprungsbergarter liksom gabbro. Att det finns så höga staurolithalter markerar en kraftig denudation av metamorfa bergarter i härkomst­
området. Detta hänvisa till att det med stor sannolikhet fanns minst två olika källor av ursprungsbergarter. De växlande respektive andelar av muskovit, rutil, turmalin och zirkon kan antingen härledas från olika sedimentationsfaser från granitbergarter eller även omvandlat, långtransporterat orogent sediment. God kornrundning och stigande mineralmogenhet, både petrografisk och geokemisk, tyder på mycket vittring och omsedimentation.
Den geokemiska analysen (Fig. 14) visar att alla prov inom Gauja Fm. kan klassificeras (Herron, 1988) som kvartsarenit. Huvudelementen (Fig. 15) tyder (Bathia, 1983) på ett passivt randområde (PM). Alla tre prov uppvisar positiva Ce­värden (Fig. 11, Fig. 18). Vidare är den förekommande REE­koncentrationen låg. Detta kan förklaras med hydrotermala avlagringsförhållanden under sedimenteringen.
En kraftig stigande mineralmogenhet jämfört med Burtnieki Fm. kännetecknar den geologiska utvecklingen i denna formation. Tungmineralhalten avtar uppåt i formationen, särskilt ilmenit/magnetit samt staurolit, och markerar på så sätt en förändring av källområdet och ökande 26
avstånd. Den ändå jämna och mycket höga kvartshalt, som karakteriserar hela formationen, och den samtidigt minskande kornstorlek uppåt talar också för denna ändring. En subaeril deltaplan som avlagringsområdet är därför trolig.
Amata formation
I denna formation (endast ett enda prov) fanns inget tungmineralutfall som kunde utvärderas.
Den geokemiska analysen visar att detta prov klassificeras som dolomit.
Spårelementdata (Fig. 13) tyder på en kontinentalbåge (CIA) som källområde. Provet visar tydliga tecken på marin avlagring. Det negativa Ce­värdet (Fig. 11, Fig. 18) tyder likaså på detta som den övervägande andelen av karbonater och där i synnerhet kalcit.
Antingen skedde avlagringen i en sen transgressionsfas inom den pulserande regressionen som pågick till givets slut (Plink­Björklund & Björklund, 1999) eller så kan det även vara en första tecken på en ny uppkommande transgression som tog fart vid övergången till sendevon (Raukas & Teedumäe, 1997).
Jämfört med den föregående formationen finns det inga likheter bortsett från kornmogenheten. Det utesluter en formationsövergång och visa på en radikal ändring av de geologiska förutsättningar. Det analyserade materialet från denna formationen sedimenterade uppenbarligen in­situ och således kan det med hänsyn till hittills kända forskningsarbeten och litteratur beträffande områdets geologi (Kleesment, 1995) antas att det handlar om det översta skikt inom Amata Fm..
27
Slutsatser
Undersökningen visade att man klart kan bekräfta att sandstenen blir mognare uppåt som indikerats i de undersökningar som tidigare genomförts (Plink­Björklund & Björklund, 1999) i det omkringliggande området.
Kvarts som i huvudsak dominerande mineral, med stigande mogenhet uppåt inom stratigrafin, samt låga halter av fältspat och litiska fragment tyder på en allmänt stigande mogenhet inom mellersta devon. Detta indikerar allmänt ett långtransporterat respektive omvandlat sediment.
Petrografin och likaså tungmineralförekomsten talar för en grundläggande ändring av sedimentets källområde och således en nyorganisation av den baltiska bassängen vid övergången från Pärnu till Narva.
Höga och uppåt stigande ilmenithalter tyder på ett mafiskt ursprungsområde alternativt det arkaiska grönstensbältet i norra Finland.
Tungmineralen rutil, turmalin och zirkon som är karakteristiska för omlagrade sedimentkällor hänvisar till en kannibaliserad förlandsbassäng i de skandinaviska kaledoniderna.
Inflytande av metamorfa bergarter med högre glimmerhalter tyder mindre på långtransporterat material utan mer på en härkomst från metamorfa prekambriska bergarter eller möjligtvis en förlandströskel (s.k. forebulge) i östra Sverige.
Huvudelementen pekar mot ett passivt randområde vilket passar ihop med mognare sediment. De mogna texturerna tyder sannolikt på de skandinaviska kaledonidernas förlandsbassäng.
Det analyserade materialet från Amataformationen visade sig som icke representativt för denna undersökning eftersom avlagringen skedde uppenbarligen in­situ och visade sig därmed vara omöjligt att jämföra med resten av det undersökta materialet.
Tack till
Ett stort tack för möjligheten till detta arbete, allt stöd och uthållighet vill jag rikta till min handledare Lennart Björklund. Vidare vill jag tackar Glenn Patriksson för all hjälp i labbet och därutöver, Piret Plink­Björklund för hennes vetenskapliga rådgivning, Ali Firoozan för sin hjälp med provförberedningen, samt alla andra som har bidragit till att arbetet har kommit till.
28
Referenser
Andersson, D., 2003: Geochemical trends amd provenance in the Tangua submarine fan­complex southwestern Karoo Basin, South Africa. Department of geology and geochemistry, Stockholm.
Arbetsgruppen och TNC, 1988: TNC 86 ­ Geologisk ordlista.
Tekniska nomenklaturcentralens publikationer, Stockholm. 482 pp.
Bathia, M. R., Taylor, S. R., 1981: Trace­element geochemistry and sedimentary provinces: a study from the Tasman Geosyncline, Australia. Chemical geology, 33, 115­125.
Bhatia, M. R., 1983: Plate tectonics and geochemical composition of sandstones.
Journal of geology, 91, 611­627.
Bhatia, M. R., 1985: Rare earth element geochemistry of Australian Palaeozoic graywackes and mudrocks: provenance and tectonic control. Sedimentary geology, 45, 97­113.
Bathia, M. R., Crook, K. A. W., 1986: Trace element characteristics of graywackes and tectonic setting discrimination of sedimentary basins. Contributions to Mineralogy and Petrology, 92, 181­193.
Dickinson, W. R., Suczek, C.A., 1979: Plate tectonic and sandstone composition.
Bull. Am. Assoc. Petrol. Geol. 63.
Folk, R. L., 2002: Petrology of sedimentary rocks.
Hemphill Publishing Company, Austin (TX). 184 pp. Herron, M. M., 1988: Geochemical classification of terrigenous sands and shales from core or
log data. J. Sediment. Petrol. 58, 820–829.
Hohl, R., 1985: Die Entwicklungsgeschichte der Erde.
Verlag für Kunst und Wissenschaft, Leipzig. 703 pp.
Kagi, H., Takahashi, K., 1998: Relationship between positive CE anomaly and adsorbed water in
Antarctic lunar meteorites. Meteoritics & Planetary Science, vol. 33, no. 5, 1033­1040
Kajak, K., 1997: Upper Devonian. I Geology and Mineral Resources of Estonia (Raukas, A. & Teedumäe, A., eds), 121–123.
Kleesment, A., 1993: Subdivision of the Aruküla stage on the basis of lithological and mineralogical criteria. Proceedings of the Estonian Academy of Sciences, Geology, 43, 57–68.
Kleesment, A., 1995: Lithological characteristics of the uppermost terrigenous Devonian complex in Estonia. Proceedings of the Estonian Academy of Sciences, Geology, 44, 221–233.
Kleesment, A., 1997: Devonian sedimentation basin.
I Geology and Mineral Resources of Estonia (Raukas, A. & Teedumäe, A., eds), 205–208.
29
Kleesment, A., Mark­Kurik, E., 1997: Devonian. Lower Devonian. Middle Devonian.
I Geology and Mineral Resources of Estonia (Raukas, A. & Teedumäe, A., eds), 107–121.
Kleesment, A., Shogenova, A., 2005: Lithology and evolution of Devonian carbonate and carbonate­cemented rocks in Estonia. Proceedings of Estonian Academy of Sciences, Geology, 54, 153–180.
Kurschs, V. M., 1992: Depositional environment and burialconditions of fish remains in Baltic Middle Devonian. Academia, 1, 251­260.
Kurschs, V. M., 1993: Sedimentation of Devonian Clastics on the Main Devonian Field, Summary. Dissertation work­monograph Thesis, University of Latvia, Riga, 12­22.
Matos, R., Teixeira, W., Geraldes, M. C., Bettencourt, J. S., 2009: Geochemistry and Nd­Sr Isotopic Signatures of the Pensamiento Granitoid Complex, Rondonian­San Ignacio Province, Eastern Precambrian Shield of Bolivia: Petrogenetic Constraints for a Mesoproterozoic Magmatic Arc Setting. Geol. USP, Sér. cient. v.9 n.2, São Paulo.
McLennan, S. M., Nance, W. B., Taylor, S. R., 1980: Rare earth element­thorium correlations in sedimentary rocks, and the composition of the continetal crust. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 44, 1833­1839.
Nasir, S., Sadeddin, W., 1989: The heavy minerals of the Kurnub Sandstone (early Cretaceous) of Jordan. Sediment. Geol., 62, 101­107.
Nesbitt, H. W., Markovics, G., Price, R. C., 1980: Chemical processes affecting alkalis and alkaline earths during continental weathering. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 44, 1659­1666.
Pettijohn, F. J., Potter, P. E., Siever, R., 1973: Sand and Sandstone.
Springer­Verlag, New York. 618 pp.
Pettijohn, F. J., 1973: Sedimentary Rocks.
Harper & Row, Publishers, Inc. 628 pp.
Plink­Björklund, P., Björklund, L., 1999: Sedimentary response in the Baltic Devonian Basin to postcollisional events in the Scandinavian Caledonides. GFF, 121, 79­80.
Postma, G., 1986: Classification for sediment gravity-flow deposits based on flow conditions during
sedimentation. Geology, v.14, no.4, 291­294. Geological Society of America.
Puura and Vaher, 1997: Tectonics
I Geology and Mineral Resources of Estonia (Raukas, A. & Teedumäe, A., eds), 27–34.
Põldvere, A., 2001: Valga (10) Drill Core.
Estonian Geological Sections, Bulletin 3, Eesti Geoloogiakeskus. 50 pp.
30
Raukas, A., Teedumäe, A., 1997: Geology and mineral resources of Estonia.
Estonian Academy Publishers, Tallinn.
Rollinson, H. R., 1993: Using geochemical data : evaluation, presentation, interpretation.
Longman, Harlow (NY). 344 pp.
Roser, B. P., Korsch, R. J., 1986: Determinatation of tectonic setting of sandstone­mudstone suites using SiO2 content and K2O/Na2O ratio. Journal of geology, vol. 94, 635­650., The University of Chicago.
Roser, B. P., Korsch, R. J., 1988: Provenance signatures of sanstone­mudstone suites determined using discriminant function analyses of major element data. Chemical Geology, 67, 119­139.
Rösler, H. J., 1991: Lehrbuch der Mineralogie.
Deutscher Verlag für Grundstoffindustrie, Leipzig. 844 pp.
Sveriges Nationalatlas, 1998: Berg och jord. 2:a utgåvan.
SNA:s förlag, Stockholm. 208 pp.
Taylor, St. R., McLennan, S. M., 1985: The Continental Crust: its Composition and Evolution. Blackwell Scientific Publications. Geoscience texts. 328 pp.
Teedumäe, A., Shogenova, A., Kallaste, T., 2005: Dolomitization and sedimentary cyclicity of the Ordovician, Silurian, and Devonian rocks in South Estonia. Proc. Estonian Acad. Sci. Geol., 2006, 55, 1, 67–87.
Tripathi, J. K., Rajamani, V., 1999: In situ maturation of sediments within the weathering profiles: An evidence from REE behaviour during weathering of Delhi quartzites .
School of Environmental Sciences, Jawaharlal Nehru University, New Delhi. 6pp.
Tucker, M., 1996: Methoden der Sedimentologie.
Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart. 366 pp.
Tucker, M. E., Wright, V.P., 1990: Carbonate Sedimentology. Blackwell Scientific Publications. 468 pp.
Tucker, M. E., 2001: Sedimentary Petrology. Blackwell Publishing Limited. 262 pp.
von Eynatten, H., Barcelo­Vidal, C., Pawlowsky­Glahn, V., 2003: Composition and discrimination of sandstones: a statistical evaluation of different analytical methods. Journal of Sedimentary Research, vol. 73, no. 1, 47–57.
Weltjea, G. J., von Eynatten, H., 2004: Quantitative provenance analysis of sediments: review and outlook. Sedimentary Geology, 171, 1–11.
Åberg, A., 1997: A petrogenetic study of the Borås ultamafic-mafic intrusion, sw Sweden.
M.Sc. thesis, Earth Sciences Centre, Göteborg University, Sweden, B105, 51 pp.
31
Variationsdiagram för de enstaka proven (REE­diagram, normaliserat mot chondrit)
41 ­ Aruküla
30 ­ Pärnu
25 - Pärnu
100
100
100
10
10
10
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
1
1
La Ce Pr Nd Sm
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
33 ­ Pärnu
34 ­ Narva
49 ­ Aruküla
100
100
100
10
10
10
1
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
38 ­ Narva
La Ce Pr Nd Sm
40 ­ Narva
53 ­ Burtniek
100
100
100
10
10
10
1
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
Fig. 18
32
La Ce Pr Nd Sm
Variationsdiagram för de enstaka proven (REE­diagram, normaliserat mot chondrit)
41 ­ Aruküla
45 ­ Aruküla
64 ­ Burtniek
100
100
100
10
10
10
1
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
49 ­ Aruküla
La Ce Pr Nd Sm
52 ­ Aruküla
1 ­ Gauja
100
100
100
10
10
10
1
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
53 ­ Burtnieki
100
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
La Ce Pr Nd Sm
60 ­ Burtnieki
4 - Gauja
100
100
10
10
10
1
1
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
0
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
Fig. 18
33
La Ce Pr Nd Sm
Variationsdiagram för de enstaka proven (REE­diagram, normaliserat mot chondrit)
64 ­ Burtnieki
68 ­ Burtnieki
100
100
10
10
1
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
1 ­ Gauja
6 - Gauja
100
100
10
10
1
1
0
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
4 - Gauja
5 ­ Amata
100
100
10
10
1
1
0
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
Fig. 18
34
Texturella egenskaper (kornstorleksintervallet 0,02 – 2 mm)
Pro v
5
4
6
1
68
64
60
53
52
49
45
41
40
38
34
33
30
25
F o rmat io n
Amata
Gauja
Gauja
Gauja
Burtnieki
Burtnieki
Burtnieki
Burtnieki
Aruküla
Aruküla
Aruküla
Aruküla
Narva
Narva
Narva
Pärnu
Pärnu
Pärnu
Ko rn mo g en h et
lättrundad
lättrundad
bra rundad / lättrundad / spetsvinklig
bra rundad
spetsvinklig / lättrundade
spetsvinklig / lättrundade
spetsvinklig
vinklig
vinklig / spetsvinklig
spetsvinklig
spetsvinklig / vinklig
vinklig / spetsvinklig
spetsvinklig
vinklig / spetsvinklig
vinklig
vinklig
spetsvinklig / bra rundad
rundad / spetsvinklig
Ko rn st o rlek ( en l. SGF )
grovsilt
mellansand & grovsilt
mellansand & finsand
mellansand & finsand
finsand & grovsilt
mellansand & finsand
finsand
mellansand & finsand
finsand & grovsilt
mellansand & finsand
mellansand & finsand
mellansand & finsand
finsand & grovsilt
finsand & grovsilt
finsand & grovsilt
finsand
mellansand & finsand
mellansand / inslag av grovsand
F ärg
gult / grått
ljusgrått
grått
grått
mörkgrått
grått
rödbrunt
grått
rödbrunt
ljusbrunt
grått
rödbrunt
ljusbrunt
grått
gulgrått
rödbrunt
ljusgrått
ljusgrått
Fig. 19
35
An t eckn in g ar
bra rundad dominerar, få spetsvinkliga korn
spetsvinklig dominerar, få vinkliga korn
Glimmermineraler förekommer spetsvinklig
Vinkliga korn dominerar, indrag av mellansand
vinkliga korn dominerar över spetsvinkliga glimmermineraler
spetsvinklig dominerar