Upload
vantruc
View
217
Download
0
Embed Size (px)
Citation preview
UNIVERSITY OF GOTHENBURG Department of Earth Sciences Geovetarcentrum/Earth Science Centre ISSN 1400-3821 B602
Master of Science (One Year) thesis Göteborg 2010
Mailing address Address Telephone Telefax Geovetarcentrum Geovetarcentrum Geovetarcentrum 031-786 19 56 031-786 19 86 Göteborg University S 405 30 Göteborg Guldhedsgatan 5A S-405 30 Göteborg SWEDEN
Petrografisk tungmineral- och kemisk analys av prover
från borrkärnan Valga10 igenom sedimenten i Devonska Baltiska
Bassängen
Holger Rilinger
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
InnehållsförteckningSammanfattning............................................................................................... 1Abstract............................................................................................................ 2Innehållsförteckning......................................................................................... 3Inledning.......................................................................................................... 4Syfte................................................................................................................. 5Geologisk bakgrund......................................................................................... 7 Stratigrafi....................................................................................................... 8Metodik............................................................................................................ 9 Geokemi........................................................................................................ 9 Petrografisk analysmetod............................................................................... 10 Analysmetod för tungmineral......................................................................... 10 Möjliga felkällor.............................................................................................. 11 Bearbetning av data........................................................................................ 12Resultat............................................................................................................ 13 Tungmineralanalys........................................................................................ 13 Petrografi....................................................................................................... 15 Geokemi......................................................................................................... 17Diskussion........................................................................................................ 20Slutsatser.......................................................................................................... 28Tack till............................................................................................................ 28Referenser........................................................................................................ 29Bilagor............................................................................................................. 32 REEVariationsdiagram för de enstaka proven.............................................. 32 Texturella egenskaper.................................................................................... 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.
Estlandkarta med borrhålet Valga 10 Fig.1
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
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
7
1Geokratisk/ : Betecknar jordrörelse som minskar den vattentäckta jordytan (motsatsen till hydrokratisk).Γαιοκρατία
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.
(Figur tagen ur Raukas & Teedumäe, 1997)
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
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
Standardenheter Lokala stratigrafiska enheter
Epoker Åldrar Ålder Ma Tider Formation Prov
yngre Devon
Famenn374,5 ±2,6
Frasn
Daugava DaugavaDubniki Dubniki
Plavinas
ChudovoPskov
Snetnaja
385,3 ±2,6Gora
mellersta Devon
Givet
Amata Amata 5Gauja Gauja Lode Sietini 4 6 1
391,8 ±2,7Burtnieki Burtnieki 68 64 60 53
Eifel
Aruküla Aruküla 52 49 45 41
Narva 40 38 34
397,5 ±2,7 Pärnu Pärnu Tamme Tori 33 30 25
äldre DevonEms Rezekne Lemsi/Mehikoorma
407,0 ±2,8Prag Kemeri Kemeri
411,2 ±2,8Lochkov Tilze Tilze
416,0 ±2,8
Medlem, Lager*
Abava* Koorküla* Härma*Tarvastu* Kureküla* Viljandi*
Gorodenka Leivu Vadja
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.
Fig. 5
14
Biotit Muskovit Rutil Ilmenit/Magn. Granat Turmalin Zirkon Staurolit Apatit Aragonit/Dol. övrigaFormation Prov Totalt tungmineralinnehållet TOTALTAmata 5 0 0Gauja 4 13 2 4 4 23Gauja 6 1 4 38 1 15 2 4 65Gauja 1 4 85 1 20 12 122Burtnieki 68 1 10 9 24 6 5 5 20 80Burtnieki 64 9 5 47 2 19 2 1 12 30 127Burtnieki 60 9 6 8 22 7 17 4 2 1 38 114Burtnieki 53 4 9 4 3 1 14 39 34 108Aruküla 52 4 24 1 4 5 6 3 20 67Aruküla 49 10 12 29 1 7 8 41 108Aruküla 45 7 18 2 5 3 39 11 30 115Aruküla 41 33 16 13 35 6 7 16 126Narva 40 9 5 5 3 17 1 17 57Narva 38 3 21 2 14 6 9 20 22 97Narva 34 0Pärnu 33 59 17 76Pärnu 30 3 5 21 59 3 6 26 123Pärnu 25 3 1 8 47 3 39 101
”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.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).
Fig. 8
Fig. 9
16
Kortbeskrivning av mineralogin för alla prov (punkträkning optisk)
P rov Formation Huvudmineral vol% Accessor iska mineral vo l% Anteckningar
5 Amata Cc Do För finkornig för optisk analys4 Gauja Qz 99% Bi 1% Cc Kalcit
6 Gauja Qz 99% Bi, Fsp 1% Qz Kvarts
1 Gauja Qz 98% Mkl, Ort 2% Do Dolomit68 Burtnieki Qz 94% Bi, Mkl, Mu 6% Kvarts med mycket inre och utre omvandlingar Bi Biotit
64 Burtnieki Qz 99% Bi, Mkl 1% Hälften av alla kvartskorn är gulfärgad Fsp Feldspat
60 Burtnieki Qz 83% Ol, Bi, Ort, Hbl 3%, 2% Järnoxider, ofta som matrix, utgör 9% Mkl Mikroklin53 Burtnieki Qz 96% Mkl, Ol, Karb, Ort, Hbl, Bi 4% Ort Orthoklas
52 Aruküla Qz 90% Bi, Mu, Ol, Mkl 6%, 4% Mu Muskovit
49 Aruküla Qz 96% Bi, Ol, Mkl, Hbl 2%, 2% Ol Olivin45 Aruküla Qz 96% Bi, Karb, Ol 3%, 1% Hbl Hornblände
41 Aruküla Qz 90% Bi, Mu, Ol, Mkl 5%, 5% Karb Karbonat
40 Narva Qz 98% Bi 2% Am Amfibol38 Narva Qz 85% Karb, Bi, Hbl 10%, 2%, 3%
34 Narva Glim/Karb 56% Qz, Bi 44% Väldig finkornig - Glimmer/Karbonat optisk icke åtskillbar
33 Pärnu Qz 99,6% Mkl 0,4% Karbonatcement30 Pärnu Qz 98% Am, Fsp 2%
25 Pärnu Qz 94% Fsp, Mu 3%, 3%
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.
Huvudelementfördelningen genom stratigrafin Fig. 10
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
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
Fig. 15
22
Kemisk klassificering enligt Bathia, 1983
Kemisk klassificering enligt Herron, 1988
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
SlutsatserUndersökningen 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 tillEtt 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
ReferenserAndersson, 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 orlog 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: TectonicsI 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
32
Fig. 18
Variationsdiagram för de enstaka proven (REEdiagram, normaliserat mot chondrit)
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
30 Pärnu
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
33 Pärnu
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
34 Narva
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
38 Narva
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
40 Narva
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
41 Aruküla
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
49 Aruküla
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
53 Burtnieki
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
25 - Pärnu
33
Fig. 18
Variationsdiagram för de enstaka proven (REEdiagram, normaliserat mot chondrit)
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
41 Aruküla
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
45 Aruküla
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
49 Aruküla
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
52 Aruküla
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
53 Burtnieki
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
60 Burtnieki
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
64 Burtnieki
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
1 Gauja
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu0
1
10
100
4 - Gauja
34
Fig. 18
Variationsdiagram för de enstaka proven (REEdiagram, normaliserat mot chondrit)
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
64 Burtnieki
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
68 Burtnieki
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
1 Gauja
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu1
10
100
5 Amata
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu0
1
10
100
4 - Gauja
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu0
1
10
100
6 - Gauja
Fig. 19
35
Prov Format ion Kornmogenhet Kornstorlek (en l. SGF) Färg Anteckningar5 Amata lättrundad grovsilt gult / grått4 Gauja lättrundad mellansand & grovsilt ljusgrått6 Gauja bra rundad / lättrundad / spetsvinklig mellansand & finsand grått bra rundad dominerar, få spetsvinkliga korn1 Gauja bra rundad mellansand & finsand grått
68 Burtnieki spetsvinklig / lättrundade finsand & grovsilt mörkgrått64 Burtnieki spetsvinklig / lättrundade mellansand & finsand grått60 Burtnieki spetsvinklig finsand rödbrunt53 Burtnieki vinklig mellansand & finsand grått52 Aruküla vinklig / spetsvinklig finsand & grovsilt rödbrunt49 Aruküla spetsvinklig mellansand & finsand ljusbrunt45 Aruküla spetsvinklig / vinklig mellansand & finsand grått spetsvinklig dominerar, få vinkliga korn41 Aruküla vinklig / spetsvinklig mellansand & finsand rödbrunt Glimmermineraler förekommer spetsvinklig40 Narva spetsvinklig finsand & grovsilt ljusbrunt38 Narva vinklig / spetsvinklig finsand & grovsilt grått Vinkliga korn dominerar, indrag av mellansand34 Narva vinklig finsand & grovsilt gulgrått vinkliga korn dominerar över spetsvinkliga glimmermineraler33 Pärnu vinklig finsand rödbrunt30 Pärnu spetsvinklig / bra rundad mellansand & finsand ljusgrått spetsvinklig dominerar25 Pärnu rundad / spetsvinklig mellansand / inslag av grovsand ljusgrått
Texturella egenskaper (kornstorleksintervallet 0,02 – 2 mm)