Early-middle permian terrigenous deposits of South-Western Primorye: material composition, source areas and formation settings

Cover Page

Cite item

Full Text

Abstract

The study presents the results of studying the material composition of terrigenous rocks from the Early – Middle Permian deposits of the Reshetnikovka formation of the Laoeling-Grodekovo terrane of South-Western Primorye. Studies were carried out in order to reconstruct paleogeodynamic environments for the accumulation of studied deposits, as well as to determine the tectonic type and composition of source rocks of sources areas. It has been established that in terms of mineral and geochemical parameters, the sandstones of the formation are petrogenic or “first cycle” rocks, correspond to arcoses and, only partially, subarcoses and lithite arenites, are characterized by a fairly high degree of maturity of clastic material, and their formation was due to the destruction of largely weathered parent rocks of sources areas. Paleogeodynamic interpretation of the obtained data indicates that in the Early and Middle Permian sedimentation occurred in the basins of the passive continental margin, which are intra-and intercontinental rifts and aulacogens. The main influence on sedimentation processes was exerted by continental sources areas: cratons and uplifted basement blocks, which were projections of the crystalline basement framed by rift zones. Mainly acidic igneous and metamorphic rocks were eroded with the participation of ancient sedimentary formations. U–Pb isotopic dating of detrital zircons made it possible to establish the age and possible location of magmatic complexes, due to the destruction of which formation deposits were formed.

Full Text

При геологических исследованиях в Центрально-Азиатском складчатом поясе, восточное окончание которого протягивается в южную часть Приморского края, основное внимание геологами уделяется изучению магматических и метаморфических комплексов, их петрологии и происхождению [Крук и др., 2015, 2018; Ханчук и др., 2022; Смирнов и др.2016; Сорокин и др., 2007]. При этом исследований достаточно широко развитых здесь разнотипных и разновозрастных терригенных серий практически не проводилось. Вместе с тем, их комплексное изучение, с использованием широкого спектра современных высокоточных аналитических методов исследований, может позволить на основе палеореконструкции состава и возраста пород питающих провинций, а также геодинамических обстановок седиментации более корректно проследить этапы эволюции всего складчатого пояса.

В современной тектонической структуре южной части Дальнего Востока России выделяется ряд палеозойских-раннемезозойских террейнов, образующих восточное окончание Центрально-Азиатского складчатого пояса, разделяющего Сибирский и Сино-Корейский кратоны [Геодинамика…, 2006; Парфенов и др., 2003; The Сentral…, 2015]. Среди из этих террейнов особо выделяется Лаоелин-Гродековский, являющийся одной из важнейших тектонических структур всей восточной окраины Евразийского континента, поскольку, по имеющимся представлениям, он считается фрагментом позднепалеозойской-раннемезозойской активной окраины [Голозубов и др., 2021] и является восточным окончанием Солонкерского орогенного пояса [Парфенов и др., 2003]. Вместе с тем, по полученным нами предварительным данным [Малиновский, 2021], его ранне-среднепермские терригенные отложения, относящиеся к решетниковской свите, вероятно формировались в бассейне, связанном с обстановками пассивной континентальной окраины. В связи с этим, цель данной публикации – показать особенности вещественного состава терригенных пород решетниковской свиты, а также на основании его интерпретации достоверно установить геодинамическую обстановку формирования ее отложений и породный состав источников питания.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ И ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ СТРОЕНИЯ ОТЛОЖЕНИЙ

Лаоелин-Гродековский террейн расположен в юго-западной части Приморского края, образуя узкий (шириной до 80 км) блок, вытянутый на 300 км вдоль границы с Китаем и частично переходящий на его территорию, где он выделен в ранге складчатой зоны Яньбянь [Голозубов, Ханчук, 2021; Ханчук и др., 2022] (рис. 1а).

Террейн представляет собой складчатую структуру, образованную мозаикой разновозрастных блоков, сложенных нижнесилурийскими и пермскими терригенными и вулканогенными образованиями, пронизанными позднепермскими и раннетриасовыми гранитоидными интрузиями. Породы сложно дислоцированы, образуя складки северо-восточного и меридионального простирания, и разбиты многочисленными разрывными нарушениями разных порядков, вдоль которых многократно происходили движения в обстановках менявшихся направлений регионального сжатия [Геодинамика…, 2006; Геология…, 1995]. Палеозойские отложения с угловым несогласием перекрыты верхнетриасовыми вулканогенно-осадочными и терригенными, часто угленосными образованиями.

Ранне-среднепермская решетниковская свита была выделена в 1959 г. Н. М. Органовой и Н. М. Криволуцким в северной части террейна в районе с. Решетниково (кл. Могильный) [Геология…, 1969]. В этой части террейна, где отложения свиты наиболее широко распространены, она нами была изучена в бассейнах рек Решетинки и Комиссаровки (см. рис. 1б). Значительное распространение свита получила и в южной части террейна, где изучена на правобережье р. Барабашевки и вдоль ее притока руч. Артиллерийского (см. рис. 1в). Свита согласно залегает на вулканитах раннепермской казачкинской свиты, а сверху, с несогласием и размывом, перекрывается вулканогенно-осадочными образованиями среднепермской барабашской свиты. Нижняя часть свиты (см. рис. 1г) сложена преимущественно разнозернистыми песчаниками, содержащими прослои алевролитов и аргиллитов, а также отдельные горизонты и линзы конгломератов и гравелитов. Верхняя часть состоит из переслаивающихся алевролитов, аргиллитов, глинистых сланцев, содержащих редкие маломощные прослои мелкозернистых песчаников. Общая мощность отложений свиты достигает 2 100 м. Возраст свиты установлен на основании находок брахиопод, двустворок, криноидей, спикул губок и флористических комплексов [Бурого, 1990; Зимина, 1977; Котляр и др., 2003].

 

Рис. 1. Схема расположения Лаоелин-Гродековского террейна в геологической структуре Юго-Западного Приморья

(а) – геологические карты исследованных районов, (б) – северная и (в) – южная части террейна, (г) – сводная стратиграфическая колонка ранне-среднепермских отложений решетниковской свиты.

1–4 – террейны: 1 – Лаоелин-Гродековский, 2 – раннепалеозойского Бурея-Цзямусы-Ханкайского орогенного пояса (супертеррейна), 3 – раннепалеозойской активной окраины, 4 – мезозойского Сихотэ-Алинского орогенного пояса; 5–11 – свиты: 5 – казачкинская (P1kz), 6 – решетниковская (P12rs), 7 – барабашская (P2br), 8 – тальминская (T3tl), 9 – галёнковская (К1gl), 10 – уcть-суйфунская (N1us); 11 – четвертичные отложения (Q); 12 – граниты и гранодиориты: а – позднепермские (γP3), б – раннетриасовые (γТ1); 13 – разломы; 14 – элементы залегания; 15 – место отбора пробы на U–Pb-геохронологическое датирование детритовых цирконов и ее номер; 16 – конгломераты и гравелиты; 17 – песчаники; 18 – алевролиты и аргиллиты.

 

ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Объектами исследования были ранне-среднепермские терригенные отложения решетниковской свиты, изученные в южной и северной частях Лаоелин-Гродековского террейна. Изучались в основном песчаники – породы наиболее информативные в плане выяснения типа и состава источников питания, а также геодинамических обстановок формирования отложений. Как дополнительные привлекались данные по составу глинисто-алевритовых пород. Каменный материал был отобран из естественных обнажений, располагающихся в бортах и береговых обнажениях рек Решетинки, Комиссаровки, Барабашевки, руч. Артиллерийского, а также вдоль автомобильных дорог и в карьерах.

При отборе проб для аналитических исследований выбирались образцы, меньше всего затронутые вторичными преобразованиями, что в дальнейшем контролировалось их изучением в шлифах. Петрографические исследования, определение и подсчет содержаний основных породообразующих компонентов и тяжелых обломочных минералов в песчаниках осуществлялись традиционными, многократно апробированными методами, детали которых приведены в целом ряде публикаций [Малиновский, 2010; Малиновский и др., 2006; Маркевич и др., 1987 и др.]. Определения содержаний петрогенных элементов проводились на атомно-эмиссионном спектрометре iCAP 7600 Duo (Thermo Electron Corporation, США) с индуктивно связанной плазмой. Концентрации редких и редкоземельных элементов (РЗЭ) устанавливались на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7500с (Agilent Techn., США) методом плазменной спектрометрии (ICP-MS). Аналитические исследования выполнены в Центре коллективного пользования (ЦКП) ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток). Аналитики П. Д. Гасанова, Г. А. Горбач, Е. В. Еловский, Н. В. Зарубина, Д. С. Остапенко, Е. А. Ткалина, Н. В. Хуркало.

Для U–Pb-изотопного датирования детритовых цирконов из песчаных пород нижней части решетниковской свиты, обнажающейся в правом борту руч. Артиллерийский, была отобрана проба Р-53 (43°12'51.92'' с. ш. и 131°21'44.30'' в. д.). Предварительная пробоподготовка и выделение обломочных цирконов проведены в лаборатории региональной геологии и тектоники ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток). Цирконы извлекали с помощью тяжелой жидкости (бромоформ), а окончательный их отбор осуществлялся вручную под бинокулярным микроскопом. Выделенные зерна помещались в эпоксидную смолу и полировались с помощью алмазных паст (9 и 1 µm). Далее с помощью электронного микроанализатора JXA-8100, оснащенного катодолюминесцентным детектором, в режиме катодолюминесценции (CL) были изучены морфология и внутреннее строение зерен циркона, а также выбраны точки для проведения изотопных измерений. U– Pb- изотопное датирование цирконов выполнено в ЦКП “Геоспектр” Геологического института СО РАН (г. Улан-Удэ) методом лазерной абляции (LA SF-ICP-MS) на масс-спектрометре высокого разрешения Element XR, соединенного с приставкой лазерного пробоотбора UP-213 (New Wave Research) с длиной волны излучения 213 нм. Исследования выполнены В. Б. Хубановым. Детали методики изложены в работе [Хубанов, 2016].

ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ПОРОД

Для достоверного определения тектонического типа и состава исходных пород областей питания, а также выяснения палеогеодинамических обстановок формирования отложений решетниковской свиты Лаоелин-Гродековского террейна решающее значение имеет комплексное, детальное изучение вещественного состава слагающих ее песчаных и глинисто-алевритовых пород. Для этого были изучены состав, содержание и соотношение в песчаниках породообразующих компонентов и тяжелых обломочных минералов, геохимические особенности песчаных и глинисто-алевритовых пород, а также U– Pb-возраст детритовых цирконов.

Исследованные песчаники – от средне- до крупнозернистых, гораздо реже встречаются мелкозернистые разности. Породы имеют слабую либо среднюю степень сортированности обломочного материала, которая по мере увеличения зернистости ухудшается. Зерна обычно угловато-окатанные и полуокатанные, реже – угловатые и окатанные, чаще всего изометричные. Цемент, занимает 5–15% объема пород, обычно порово-пленочный, реже базальный и регенерационный, по составу кремнисто-слюдистый, слюдисто-хлоритовый. В обломочной части преобладает кварц, содержание которого колеблется от 40 до 48%. Как правило, это монокристаллические разности с волнистым погасанием, происходящие из кислых эффузивов, либо поликристаллические с изрезанными лапчатыми контурами зерна, свойственные для гранитоидов. Полевых шпатов в песчаниках от 25 до 37%. Преобладают вытянутые, таблитчатые, реже изометричные зерна кислых плагиоклазов – альбита и олигоклаза (65–80% всех полевых шпатов). Калиевых полевых шпатов от 12 до 30%. Это в основном изометричные пелитизированные зерна ортоклаза, значительно реже встречается решетчатый микроклин. Основные и средние плагиоклазы крайне редки. Среди обломков пород, количество которых в сумме составляет 15–45%, доминируют кислые эффузивные, интрузивные и, меньше, метаморфические породы (содержание каждой из этих групп в отдельных пробах достигает 45%). Еще более редки обломки кремнистых и терригенных пород. По классификации В. Д. Шутова [1967], песчаники относятся к полевошпатовым аркозам и, частично, полевошпатово-кварцевым грауваккам (рис. 2).

 

Рис. 2. Классификационная диаграмма типов песчаных пород из отложений решетниковской свиты [Шутов, 1967]

Поля типов песчаников: 1–4 – кварцевые песчаники (1 – мономиктовые кварцевые, 2 – кремнекластито-кварцевые, 3 – полевошпатово-кварцевые, 4 – мезомиктовые кварцевые); 5 – чистые или собственно аркозы; 6 – граувакковые аркозы; 7 – кварцевые граувакки; 8 – полевошпатово-кварцевые граувакки; 9 – собственно граувакки; 10 – кварцево-полевошпатовые граувакки; 11 – полевошпатовые граувакки; 12 – кристаллотуфы.

 

В глинисто-алевритовых породах свиты содержание алевритового материала, в зависимости от типа породы, изменяется от 5 до 60–70% объема. Породы обычно обладают средней либо хорошей степенью сортировки обломочного материала. Иногда они слоистые за счет тонких, часто линзовидных прослойков песчаного материала. Алевритовые зерна обычно изометричные, угловатые и угловато-окатанные. По составу обломочная часть глинисто-алевритовых пород близка песчаникам и представлена кварцем, полевыми шпатами, обломками кислых изверженных пород, кварцитов, сланцев, кремней, тонкозернистых осадочных пород, биотитом и рудными минералами. Основная связующая масса глинисто-серицитовая иногда глинисто-кремнистая, чешуйки слюды обычно ориентированы в одном направлении. Иногда в породах отмечаются тонкие обрывки углистого вещества.

В песчаниках свиты изучены состав, содержание и соотношение между отдельными тяжелыми обломочными минералами и их ассоциациями. Подсчитывались только обломочные минералы, а аутигенные из подсчета исключались, чтобы максимально надежно выявить состав и относительную роль различных источников питания. На рис. 3 показано соотношение между средним содержанием отдельных минералов.

 

Рис. 3. Среднее содержание и характер распределения тяжелых обломочных минералов в песчаных породах решетниковской свиты

 

В песчаниках свиты установлены две ассоциации тяжелых минералов. Наиболее распространена сиалическая ассоциация, связанная с разрушением кислых изверженных и метаморфических пород: циркон, гранат, турмалин, сфен, рутил, апатит, анатаз, а также ильменит и лейкоксен, которые, в свою очередь, могут встречаться и в основных вулканитах. Сумма содержаний сиалических минералов составляет в среднем 75%, а в отдельных пробах достигает 100%. Основной минерал ассоциации – циркон, среднее содержание которого составляет 66%, в некоторых же пробах оно достигает 90–97%. Остальных минералов ассоциации значительно меньше: турмалина в отдельных пробах до 40%, ильменита и лейкоксена в сумме до 44%, граната, сфена и анатаза до 3%, апатита и рутила не более 1%.

Вторую, подчиненную (в сумме в среднем 25%), фемическую ассоциацию образуют минералы, происходящие из основных и ультраосновных магматических пород: хромит, магнетит, пироксен, амфибол, эпидот. Больше всего среди них хромита (в отдельных пробах до 40%), амфибола (до 5%) и магнетита (до 4%). Остальные минералы составляют первые проценты либо находятся в знаковых количествах. Присутствие среди минералов тяжелой фракции песчаников свиты этой ассоциации может указывать на участие в составе области питания пород основного и ультраосновного состава.

По химическому составу (табл. 1) песчаные породы решетниковской свиты достаточно однородны, характеризуются высоким содержанием кремнекислоты, колеблющимся в диапазоне от 75.22 до 86.89% при среднем содержании 81.58%. Вместе с тем для песчаников свойственны низкие концентрации TiO2 (0.15– 0.68%), Al2O3 (6.93–13.72%), FeO+Fe2O3 (0.29–2.60%), MgO (0.14–0.45%) и CaO (0.02– 0.53%). Кроме того, в песчаниках наблюдается свойственное аркозам преобладание K2O над Na2O (1.86–4.00% и 0.68– 1.61% соответственно). На классификационной диаграмме Ф. Дж. Петтиджона и его соавторов [1976] (рис. 4), фигуративные точки составов песчаников образуют достаточно компактное поле, группируясь преимущественно в поле аркозов и лишь единичные пробы попадают в поля субаркозов и лититовых аренитов.

 

Таблица 1. Содержание петрогенных элементов (мас. %) в песчаных и глинисто-алевритовых породах решетниковской свиты Лаоелин-Гродековского террейна

Элемент

Песчаные породы

Глинисто-алевритовые породы

n = 42

n = 18

SiO2

75.22–86.89

81.58

64.86–75.21

68.62

TiO2

0.15–0.68

0.35

0.38–0.93

0.69

Al2O3

6.93–13.01

10.31

12.46–17.80

15.28

Fe2O3

0.05–1.61

0.60

1.22–3.60

2.29

FeO

0.30–0.96

0.56

0.92–2.84

2.92

MnO

0.02–0.06

0.01

0.02–0.15

0.06

MgO

0.14–0.45

0.28

0.59–1.49

0.91

CaO

0.02–0.53

0.14

0.21–1.12

0.41

Na2O

0.68–1.61

1.33

0.96–2.30

1.38

K2O

1.86–4.00

2.85

2.79–5.97

4.21

P2O5

0.02–0.05

0.05

0.09–0.29

0.17

H2O

0.15–0.56

0.29

0.24–1.18

0.57

п. п. п.

0.48–2.27

1.47

0.84–4.86

3.52

ГМ

0.08–0.21

0.15

0.21–0.35

0.30

ФМ

0.01–0.04

0.02

0.04–0.11

0.08

ТМ

0.019–0.045

0.033

0.024–0.051

0.044

ЖМ

0.04–0.21

0.11

0.20–0.31

0.26

НКМ

0.32–0.62

0.41

0.26–0.54

0.37

CIA

61–71

65

52–73

65

WIP

23–48

38

41–65

53

Примечание. n – количество анализов. В числителе – минимальное и максимальное значение, в знаменателе – среднее.

 

Рис. 4. Классификационная диаграмма lg(Na2O/K2O)–lg(SiO2/Al2O3) для песчаных пород решетниковской свиты [Петтиджон и др., 1976]

 

Химический состав глинисто-алевритовых пород (см. табл. 1), по сравнению с песчаниками, характеризуется пониженными содержаниями SiO2 (64.86–75.21%, в среднем 68.62%), но более высокими – TiO2 (0,38–0,93%), Al2O3 (12.46–17.80%), FeO+Fe2O3 (2.54–6.44%), MgO (0.59–1.49%) и CaO (0.21–1.12%), при этом K2O еще более резко преобладает над Na2O (2.79– 5.97% и 0.96–2.30% соответственно).

Абсолютное содержание породообразующих оксидов в терригенных породах не только определяется минеральным составом их обломочной части, но и зависит от их “зрелости”, т. е. степени химического выветривания материнских пород областей питания. Уровень “зрелости” пород определяется величиной гидролизатного модуля (ГМ = (Al2O3 + TiO2 + Fe2O3 + FeO + + MnO) / SiO2) [Юдович, Кетрис, 2000]. В песчаниках решетниковской свиты значения модуля невелики и изменяются от 0.08 до 0.21, при этом в глинисто-алевритовых породах они несколько выше (0.21–0.35), что связано с меньшим содержанием в тонкозернистых породах кварца и богатых кремнеземом обломков пород, но большим – глинистого вещества. Такие низкие значения гидролизатного модуля свидетельствуют о довольно высокой степени зрелости пород свиты и, соответственно, о значительной роли химического выветривания в областях сноса. О значительной степени выветрелости исходных пород свидетельствуют и достаточно высокие значения индекса химического изменения (CIA = [Al2O3 / (Al2O3 + + СаO + Na2O + K2O)] × 100) [Nesbitt, Young, 1982], колеблющиеся в песчаных породах от 61 до 71, в глинисто-алевритовых – от 52 до 73, а также низкие величины индекса выветривания (WIP = 100(2Na2O / 0.35 + MgO/0.9 + 2K2O / 0.25 + CaO / 0.7)) [Parker, 1970], изменяющиеся соответственно от 23 до 48 и от 41 до 65. Все это в целом свидетельствует о преобладании в составе палеоводосборов геохимически “зрелых”, в значительной степени выветрелых материнских пород (рис. 5) [Bahlburg, Dobrzinski, 2011].

 

Рис. 5. Диаграмма степени химического выветривания CIA–WIP для песчаных и глинисто-алевритовых пород решетниковской свиты [Bahlburg, Dobrzinski, 2011]

1 – песчаные, 2 – глинисто-алевритовые породы.

 

Использование ряда литохимических показателей (модулей) позволяет судить о литогенной либо петрогенной природе изученных осадков, их петрографической принадлежности, составе и тектонической природе слагающих область размыва комплексов материнских пород [Летникова и др., 2011; Маслов и др., 2013; Медведева, 2019; Юдович, 1981; Юдович, Кетрис, 2000].

Величина фемического модуля (ФМ = (Fe2O3 + + FeO + MnO + MgO) / SiO2), в значительной степени зависящая от содержания в терригенных отложениях продуктов гидролиза и кремнезема, позволяет распознавать среди песчаников граувакки и аркозы [Юдович, Кетрис, 2000]. По этому показателю (0.01–0.04) песчаники решетниковской свиты соответствует либо близки аркозам, что хорошо согласуется с высоким содержанием в них обломков кварца, гранитоидов, кремней и других кремнесодержащих пород. Глинисто-алевритовым породам присущи, как правило, более высокие значения ФМ [Юдович, Кетрис, 2000]. В нашем случае это правило в целом хорошо подтверждается (ФМ от 0.04 до 0.11).

Величина титанового модуля (ТМ = TiO2 / Al2O3), позволяющего судить о составе материнских пород областей питания, в песчаниках решетниковской свиты относительно невелика (0.019–0.045), что связано с преобладанием в составе материнских пород областей питания гранитоидов, отличающихся, в свою очередь, низкими значениями ТМ. В глинисто-алевритовых породах значения ТМ несколько выше (0.024–0.051), что обычно характерно для высококварцевых пород по мере усиления в них динамической сортировки обломочного материала.

Породы свиты обладают повышенными значениями модуля нормированной щелочности (НКМ = (Na2O + K2O) / Al2O3) (0.32–0.62), что, как правило, характерно для аркозов и объясняется широким развитием в них слюд, полевых шпатов, в том числе калиевых, и обломков гранитоидов, которым также свойственны высокие значения НКМ [Юдович, Кетрис, 2000]. В глинисто-алевритовых породах значение НКМ ниже, чем в песчаниках (0.26–0.54), что, очевидно, связано с меньшим содержанием в них полевых шпатов и, соответственно, большим количеством глинистого вещества.

Величина значения железного модуля (ЖМ = (Fe2O3 + FeO + MnO) / (TiO2 + Al2O3)) также позволяет судить о составе материнских пород областей сноса [Юдович, Кетрис, 2000]. Рассматриваемые песчаники характеризуются низкими значениями этого показателя (0.04– 0.21), что объясняется преобладанием в областях палеоводосборов кислых изверженных пород, имевших, в свою очередь, низкие значения ЖМ. В глинисто-алевритовых породах значения ЖМ в целом идентичны или незначительно превышают его величины в песчаниках (0.20–0.31).

На всех приведенных модульных диаграммах [Юдович, Кетрис, 2000] (рис. 6) фигуративные точки песчаных и глинисто-алевритовых пород решетниковской свиты образуют два самостоятельных, достаточно хорошо разделяющиеся поля, что, очевидно, связано с меньшим содержанием в них кварца, полевых шпатов и обломков кислых изверженных пород, но большим – глинистого вещества. Анализ полученных величин литохимических модулей, а также положения их фигуративных точек на модульных диаграммах (см. рис. 6) позволяет сделать вывод о генетическом типе терригенных пород свиты [Юдович, Кетрис, 2000]. Наблюдающаяся на диаграммах положительная корреляция между парами ГМ–ТМ, ФМ–ТМ и ФМ–ЖМ, но отрицательная между ГМ–НКМ, ФМ–НКМ и ФМ–SiO2 свидетельствует о петрогенной природе отложений, прошедших один цикл переотложения и формировавшихся без существенной литодинамической переработки и сортировки обломочного материала.

 

Рис. 6. Модульные диаграммы для песчаных и глинисто-алевритовых пород решетниковской свиты [Юдович, 1981; Юдович, Кетрис, 2000]

Условные обозначения: см. рис. 5.

 

Заметную помощь в решении задачи выяснения породного состава источников питания и определения геодинамической обстановки осадконакопления оказывает изучение концентраций и особенностей распределения в терригенных породах редких и редкоземельных элементов (РЗЭ). По содержанию и характеру их распределения песчаные и глинисто-алевритовые породы решетниковской свиты достаточно близки (табл. 2). Суммарные содержания РЗЭ в песчаниках относительно невелики и варьируют от 90 до 179 г/т. Спектры их распределения, нормализованные к составу хондрита (рис. 7) [Boynton, 1984], во всех изученных пробах однотипны и характеризуются нормальными трендами распределения с умеренной степенью фракционирования и сравнительно невысоким отношением легких лантаноидов к тяжелым (LaN/YbN от 4.61 до 13.66). Помимо этого спектры характеризуются хорошо выраженной отрицательной европиевой аномалией (Eu/Eu* от 0.48 до 0.79). По сравнению с постархейским австралийским средним глинистым сланцем (PAAS), принятым за средний состав верхней континентальной коры [Тейлор, Мак-Леннан, 1988], породы незначительно обединены всеми элементами (в 2.4 раза) и лишь в отдельных пробах Sm, Eu и Gd находятся в близких либо незначительно более высоких концентрациях. В глинисто-алевритовых породах суммарный уровень концентрации РЗЭ несколько выше, чем в песчаниках и изменяется в пределах от 75 до 229 г/т (см. табл. 2). Вместе с тем общий характер их распределения (см. рис. 7) в целом близок, отличаясь лишь более низким отношением легких РЗЭ к тяжелым (LaNYbN от 4.00 до 8.50), при этом величина отрицательной европиевой аномалии у них одинаковая (Eu/Eu* 0.49–0.79). Сравнение с PAAS показывает незначительную обогащенность глинисто-алевритовых пород практически всеми элементами (почти в 2 раза), и лишь некоторые легкие элементы (La, Ce, Pr и Nd) часто находятся в несколько меньших количествах.

 

Таблица 2. Содержание редких и редкоземельных элементов (г/т) в песчаных и глинисто-алевритовых породах решетниковской свиты Лаоелин-Гродековского террейна

Элемент

Песчаные породы

Глинисто-алевритовые породы

n = 42

n = 18

Be

0.02–2.47

0.93

1.27–2.63

1,87

Rb

34.62–156.30

102.81

16.19–202,60

88,72

Cs

0.78–3.96

2.48

0.30–6.83

2.42

Sr

27.7–127.4

66.4

55.43–109.1

93.06

Ba

178.9–746.1

443.8

258.5–857.7

516.5

Zr

71.8–372.0

198.8

218.9–315.9

290.1

Nb

4.01–12.52

7.93

12.57–21.57

15.04

Y

11.08–25.46

18.23

28.03–41.05

33.61

Sc

1.70–9.80

3.75

6.40–16.76

11.14

V

10.43–57.22

26.8

27.43–62.09

111.40

Cr

30.6–334.8

181.3

40.7–202.3

89.7

Co

0.55–11.68

3.92

2.43–11.30

5.83

Ni

0.70–25.24

6.92

2.80–26.23

15.03

Cu

0.99–20.86

11.20

9.35–27.05

15.98

Zn

3.2–62.2

33.6

45.7–116.4

75.2

Ga

6.87–19.94

12.81

11.51–30.25

19.45

Mo

0.83–26.06

14.12

0.83–10.43

4.17

Sn

0.34–2.77

0.92

1.27–11.50

4.01

La

16.92–44.56

25.72

27.77–43.31

33.19

Ce

38.30–86.47

63.56

64.80–102.40

79.42

Pr

3.84–9.00

5.92

7.27–10.44

8.23

Nd

14.34–33.76

21.58

26.59–38.60

31.04

Sm

2.94–6.58

4.37

5.29–8.25

6.77

Eu

0.60–1.33

0.91

0.98–1.85

1.36

Gd

1.51–6.07

2.95

5.35–7.67

6.48

Tb

0.29–0.93

0.48

0.74–1.10

0.92

Dy

1.80–4.44

2.73

4.33–6.37

5.57

Ho

0.36–1.02

0.57

1.00–1.30

1.17

Er

0.93–2.65

1.67

3.22–4.49

3.57

Tm

0.16–0.48

0.28

0.43–0.65

0.51

Yb

1.00–3.00

1.87

2.73–4.60

3.47

Lu

0.13–0.52

0.30

0.47–0.68

0.54

Hf

1.58–9.30

5.22

5.97–9.04

7.23

Ta

0.20–0.94

0.54

0.68–1.42

0.93

Pb

4.32–26.77

12.04

11.60–22.90

15.52

Th

2.93–8.78

5.69

5.97–14.14

9.60

U

0.84–2.80

1.73

1.93–2.965

2.40

[La/Yb]n

4.81–13.66

8.81

4.00–8.50

6.74

Eu/Eu*

0.48–0.79

0.69

0.49–0.79

0.61

   

Примечание. n – количество анализов. В числителе – минимальное и максимальное значение, в знаменателе – среднее.

 

Рис. 7. Спектры распределение РЗЭ, нормированных к хондриту [Boynton, 1985], в песчаных и глинисто-алевритовых породах решетниковской свиты (средние значения) и сопоставление их с PAAS [Тейлор, Мак-Леннан, 1988]

1 – песчаники; 2 – глинисто-алевритовые породы; 3 – PAAS.

 

ПАЛЕОГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ПОЛУЧЕННЫХ ДАННЫХ

Данные, полученные в результате изучения вещественного состава нижне-среднепермских терригенных отложений решетниковской свиты Лаоелин-Гродековского террейна, позволяют реконструировать тектонический тип и породный состав областей их питания, а также восстановить геодинамическую обстановку формирования бассейна осадконакопления. Предлагаемые палеореконструкции основаны на использовании серии широко известных дискриминантных диаграмм, построенных с использованием содержаний и соотношений породообразующих компонентов песчаников, содержащихся в них тяжелых обломочных минералов, ряда петрогенных оксидов, редких и РЗЭ элементов. Это позволило авторам выделить поля, характеризующие различные типы областей питания и геодинамических обстановок формирования отложений [Bhatia, 1983; Bhatia, Crook, 1986; Cullers, 2002; Dickinson, Suczek, 1979; Garzanti, Ando, 2007; Floyd, Leveridge, 1987; Maynard et al., 1982; Roser, Korsch, 1986 и др.].

Результаты изучения вещественного состава песчаников решетниковской свиты свидетельствуют, что по своим минералого-геохимическим параметрам они являются петрогенными, относятся к типичным аркозам, лишь частично – субаркозам и лититовым аренитам, характеризуются довольно высокой степенью зрелости обломочного материала, а их формирование происходило за счет разрушения в значительной степени выветрелых материнских пород. На диаграмме Q–F–L В. Диккинсона и К. Сучека [1979] (рис. 8а), предназначенной для выявления тектонических типов источников питания по составу породообразующих компонентов песчаников, фигуративные точки пород свиты группируются у поля континентальных источников питания: кратонов и поднятых блоков основания, представляющих собой выступы кристаллического фундамента в обрамлении рифтовых зон или вдоль трансформных разломов, формально попадая в поля расчлененных магматических дуг и смешанных источников, объединяющих эти две области питания.

Надежным индикатором тектонического типа источников питания, а также состава слагающих их пород являются состав, содержание и определенные соотношения в песчаниках тяжелых обломочных минералов [Малиновский и др., 2006; Маркевич и др., 1987; Тучкова и др., 2003; Garzanti, Ando, 2007; Nechaev, Isphording, 1993 и др.]. Анализ содержания и соотношений между отдельными тяжелыми минералами и их ассоциациями в изученных песчаниках, а также расположение фигуративных точек на диаграммах MF–MT–GM и A–&–POS [Garzanti, Ando, 2007; Nechaev, Isphording, 1993] (см. рис. 8б, 8в) показывает, что на осадконакопление главное влияние оказывали размывавшиеся источники пассивной континентальной окраины, представлявшие собой устойчивые кратоны и выступы кристаллического фундамента в обрамлении рифтовых зон. Судя по составу и преобладающему содержанию в тяжелой фракции песчаников сиалической ассоциации минералов (см. рис. 3), эти источники были сложены преимущественно кислыми изверженными породами. Вместе с тем присутствие в песчаниках свиты небольшого количества хромита, магнетита и амфибола указывает на участие в строении источников сноса и древних, вероятно метаморфизованных, пород основного и ультраосновного состава.

 

Рис. 8. Возможные типы областей питания для песчаных пород решетниковской свиты по породообразующим компонентам и тяжелым обломочным минералам

а – по породообразующим компонентам [Dickinson, Suczek, 1979]. Q – кварц, L – обломки пород, F – полевые шпаты. Типы источников питания: I – кратоны и поднятые блоки основания, II – ремобилизованные орогены, III – магматические дуги (IIIa – расчлененные, глубоко эродированные, IIIb – переходные, IIIc – нерасчлененные, слабо эродированные), IV – смешанные источники питания; б, в – по тяжелым обломочным минералам: б – MF–MT–GM [Nechaev, Isphording, 1993]. Суммы содержаний: MF – оливина, пироксенов, зеленой роговой обманки; MT – эпидота, граната, синезеленых амфиболов; GM – циркона, турмалина, ставролита, дистена, силлиманита и андалузита; в – &–A–POS [Garzanti, Ando, 2007], где A – амфиболы и эпидоты, POS – клинопироксены, ортопироксены, оливины и хромиты, & – другие прозрачные минералы. Типы питающих провинций: 1 – континентальные блоки (кратоны и краевые части рифтов); 2 – коллизионные орогены; 3–6 – магматические дуги: 3 – не- эродированные, 4 – переходные слабо эродированные, 5 – переходные эродированные, 6 – сильно эродированные.

 

Поскольку содержание и характер распределения петрогенных, редких и редкоземельных элементов в терригенных породах во многом контролируются составом пород источников питания, их генетическая интерпретация позволяет получить дополнительную информацию о тектоническом типе и составе материнских пород областей питания.

Характерные для песчаных пород решетниковской свиты высокие содержания кремнекислоты, низкие значения литохимических модулей ГМ, ФМ, ЖМ и ТМ, но повышенные НКМ, преобладание K2O над Na2O, относительно невысокие концентрации в породах РЗЭ при относительной их обогащенности легкими элементами по сравнению с тяжелыми, отчетливо выраженная отрицательная Eu-аномалия, а также положение фигуративных точек пород на дискриминантных диаграммах (рис. 9) [Roser, Korsch, 1988; Cullers, 2002; Floyd, Leveridge, 1987; McLennan et al., 1993] свидетельствуют о формировании отложений свиты главным образом за счет разрушения кислых магматических пород и, частично, осадочных пород, обогащенных древними обломочными компонентами. Еще одним, дополнительным источником кластики, судя по присутствию в тяжелой фракции песчаников свиты небольшого количества фемических минералов, могли быть древние, вероятно метаморфизованные, пород основного и ультраосновного состава.

 

Рис. 9. Возможные источники питания для песчаных и глинисто-алевритовых пород решетниковской свиты по геохимическим данным

а–г – вероятный породный состав питающих провинций на диаграммах: а – Zr/Sc–Th/Sc [McLennan et al., 1993]; б – F1–F2 [Roser, Korsch, 1988]. F1 = 30.638 × TiO2/Al2O3–12.541 × Fe2O3*/Al2O3 + 7.329 × MgO/Al2O3 + + 12.031 × Na2O/Al2O3 + 35.402 × K2O/Al2O3–6.382; F2 = 56.5 × TiO2/Al2O3–10.879 × Fe2O3*/Al2O3 + 30.875 × MgO/Al2O3–5.404 × Na2O/Al2O3 + 11.112 × K2O/Al2O3–3.89; в – Hf–La/Th [Floyd, Leveridge, 1987]; г – La/Sc–Th/Co [Cullers, 2002].

Условные обозначения: см. рис. 5.

 

Для детализации состава, возраста и вероятного положения основных источников питания, поставлявших обломочный материал в ранне-среднепермские седиментационные бассейны Лаоелин-Гродековского террейна, было проведено U–Pb-изотопное датирование детритовых (обломочных) цирконов из песчаных пород решетниковской свиты.

Выделенные из песчаников свиты (обр. Р-53) детритовые цирконы представлены преимущественно прозрачными и полупрозрачными, бесцветными либо слабоокрашенными в бледно-розовые тона зернами. Среди них наиболее распространены слабо трещиноватые, неокатанные или слабо окатанные кристаллы с короткопризматическими и дипирамидальными очертаниями, имеющими коэффициент удлинения 1.5–2.7, а также их многочисленные угловатые обломки, частично сохранившие свою первоначально призматическую форму (рис. 10). Размер зерен составляет 50–200 мкм, иногда достигая 250 мкм.

 

Рис. 10. Катодолюминесцентные изображения обломочных цирконов из песчаных пород решетниковской свиты (обр. Р-53)

 

Изучение цирконов с использованием катодной люминесценции показало, что для внутреннего строения многих кристаллов, а также их обломков присуща хорошо выраженная как тонкая, так и грубая осцилляторная магматическая зональность. В редких случаях отмечается секториальная зональность. Считается, что достаточно надежным индикатором происхождения циркона служит величина соотношения в них Th/U [Романюк и др., 2018; Kirkland et al., 2015 и др.], при этом для цирконов из метаморфических пород характерны низкие значения, что отличает их от цирконов магматического происхождения. Граничная величина этого отношения, по мнению различных авторов, располагается на уровне 0.1–0.2 [Hoskin, Schaltegger, 2003; Teipel et al., 2004]. Величина отношения Th/U в цирконах решетниковской свиты колеблется в широких пределах – от 0.01 до 1.38, при этом в большинстве зерен она составляет 0.3–0.8, что позволяет классифицировать их как цирконы магматического генезиса.

Результаты U–Pb-геохронологического датирования цирконов приведены в табл. 3. Для рассмотрения и дальнейшего обсуждения использовались возрастные датировки цирконов, у которых дискордантность D попадает в интервал значений от –10 до +10%. Все анализы, выходящие за эти пределы, из дальнейшего рассмотрения исключали. Оставшиеся датировки применялись для построения гистограммы и кривой плотности вероятности возрастов.

 

Таблица 3. Результаты U–Pb-изотопного датирования детритовых цирконов из песчаных пород решетниковской свиты Лаоелин-Гродековского террейна (обр. Р-53)

Номер

анализа

Th/U

Изотопные отношения

Возраст, млн лет

D, %

207Pb/235U

±1σ

206Pb/238U

±1σ

207Pb/235U

±1σ

206Pb/238U

±1σ

5

0.70

0.4895

0.0181

0.0593

0.0007

405

12

372

4

9

41

0.38

0.3709

0.0044

0.0471

0.0004

0.0004

320

3

297

2

8

16

0.48

0.3094

0.0066

0.0407

274

5

267

2

6

13

0.40

0.4628

0.0051

0.0586

0.0005

386

4

367

3

5

28

0.70

0.3860

0.0074

0.0502

0.0004

331

5

316

3

5

61

0.47

0.4609

0.0088

0.0587

0.0005

385

6

368

3

5

83

0.90

0.4644

0.0133

0.0595

0.0006

387

9

373

4

4

29

1.18

0.4817

0.0131

0.0615

0.0006

399

9

385

4

4

26

0.28

0.4280

0.0068

0.0556

0.0005

362

5

349

3

4

75

0.36

0.4588

0.0079

0.0590

0.0005

383

6

369

3

4

92

0.70

0.3948

0.0087

0.0518

0.0005

338

6

326

3

4

56

1.14

0.4513

0.0112

0.0582

0.0005

378

8

365

3

4

84

0.66

0.3281

0.0075

0.0440

0.0004

288

6

278

2

4

17

0.55

0.4336

0.0059

0.0563

0.0005

366

4

353

3

4

35

0.34

0.5735

0.0094

0.0715

0.0006

460

6

445

4

3

11

0.38

0.6280

0.0081

0.0772

0.0006

495

5

479

4

3

43

0.36

0.3595

0.0067

0.0480

0.0004

312

5

302

3

3

48

0.47

0.4591

0.0069

0.0594

0.0005

384

5

372

3

3

6

0.30

0.4761

0.0093

0.0613

0.0005

395

6

384

3

3

87

0.59

0.4418

0.0095

0.0576

0.0005

372

7

361

3

3

15

0.48

0.5859

0.0090

0.0731

0.0006

468

6

455

4

3

71

0.52

0.6268

0.0101

0.0774

0.0006

494

6

480

4

3

33

1.10

0.3532

0.0085

0.0474

0.0004

307

6

299

3

3

53

1.36

0.4396

0.0126

0.0576

0.0006

370

9

361

3

2

68

0.69

0.3475

0.0062

0.0470

0.0004

303

5

296

2

2

86

0.50

0.6167

0.0099

0.0769

0.0006

488

6

477

4

2

30

0.49

0.4626

0.0078

0.0604

0.0005

386

5

378

3

2

19

0.37

0.3301

0.0047

0.0451

0.0004

290

4

284

2

2

21

0.57

1.5087

0.0210

0.1529

0.0013

934

8

917

7

2

60

0.83

0.3752

0.0064

0.0506

0.0004

324

5

318

3

2

73

0.36

0.2958

0.0055

0.0410

0.0004

263

4

261

2

2

49

0.40

0.4223

0.0055

0.0561

0.0004

358

4

352

3

2

1

0.44

0.6229

0.0119

0.0781

0.0007

492

7

485

4

1

54

0.73

0.6343

0.0140

0.0794

0.0007

499

9

493

4

1

37

0.46

0.5976

0.0093

0.0757

0.0006

476

6

470

4

1

7

0.56

0.4590

0.0062

0.0606

0.0005

384

4

379

3

1

12

0.98

0.4531

0.0072

0.0600

0.0005

380

5

375

3

1

69

0.64

0.4729

0.0072

0.0622

0.0005

393

5

389

3

1

20

0.85

0.3542

0.0065

0.0484

0.0004

308

5

305

3

1

25

0.58

0.4707

0.0066

0.0620

0.0005

392

5

388

3

1

74

0.65

0.3950

0.0059

0.0533

0.0004

338

4

335

3

1

96

0.44

0.6460

0.0121

0.0810

0.0007

506

7

502

4

1

79

0.37

0.6210

0.0089

0.0784

0.0006

490

6

487

4

1

36

1.15

0.3581

0.0075

0.0490

0.0004

311

6

308

3

1

102

0.56

1.2669

0.0188

0.1365

0.0011

831

8

825

6

1

59

0.36

0.5275

0.0102

0.0685

0.0006

430

7

427

4

1

100

0.41

0.6047

0.0122

0.0768

0.0007

480

8

477

4

1

27

0.24

0.6163

0.0075

0.0780

0.0006

488

5

484

4

1

66

0.39

0.4607

0.0077

0.0611

0.0005

385

5

382

3

1

85

0.18

0.3415

0.0054

0.0470

0.0004

298

4

296

2

1

57

0.44

0.4653

0.0069

0.0616

0.0005

388

5

385

3

1

77

0.34

0.5282

0.0172

0.0686

0.0007

431

11

428

4

1

38

0.39

0.3474

0.0047

0.0478

0.0004

303

4

301

2

1

58

0.43

1.4786

0.0196

0.1528

0.0012

922

8

917

7

1

93

0.65

0.3549

0.0077

0.0488

0.0004

308

6

307

3

0

65

0.60

0.6129

0.0130

0.0778

0.0007

485

8

483

4

0

32

0.71

0.3036

0.0035

0.0425

0.0003

269

3

268

2

0

88

0.81

0.6106

0.0086

0.0776

0.0006

484

5

482

4

0

34

0.35

1.4608

0.0170

0.1519

0.0012

914

7

912

7

0

98

0.44

0.5953

0.0139

0.0761

0.0007

474

9

473

4

0

97

0.24

0.7704

0.0124

0.0939

0.0008

580

7

578

5

0

47

0.28

0.6198

0.0085

0.0787

0.0006

490

5

489

4

0

52

0.53

0.3983

0.0070

0.0541

0.0005

340

5

340

3

0

24

0.57

0.5281

0.0078

0.0689

0.0006

431

5

430

3

0

46

0.68

0.4277

0.0072

0.0576

0.0005

362

5

361

3

0

76

0.79

0.4480

0.0081

0.0600

0.0005

376

6

376

3

0

51

0.59

0.4415

0.0081

0.0592

0.0005

371

6

371

3

0

31

0.51

0.3237

0.0046

0.0451

0.0004

285

4

285

2

0

42

0.53

0.5558

0.0082

0.0721

0.0006

449

5

449

4

0

40

0.45

0.6109

0.0089

0.0780

0.0006

484

6

484

4

0

78

0.65

0.4447

0.0072

0.0597

0.0005

374

5

374

3

0

67

0.78

0.4813

0.0097

0.0639

0.0006

399

7

399

3

0

39

0.38

0.4382

0.0065

0.0590

0.0005

369

5

370

3

0

72

0.19

0.6504

0.0103

0.0822

0.0007

509

6

509

4

0

94

0.63

0.4610

0.0091

0.0617

0.0005

385

6

386

3

0

82

1.38

0.4365

0.0080

0.0589

0.0005

368

6

369

3

0

10

0.57

0.6379

0.0066

0.0811

0.0006

501

4

502

4

0

89

0.50

0.2964

0.0051

0.0419

0.0004

264

4

265

2

0

22

0.39

0.4231

0.0061

0.0574

0.0005

358

4

360

3

0

55

0.43

0.6172

0.0080

0.0790

0.0006

488

5

490

4

0

63

0.58

0.4971

0.0095

0.0660

0.0006

410

6

412

3

–1

2

0.50

0.3526

0.0070

0.0491

0.0004

307

5

309

3

–1

95

0.58

0.6563

0.0115

0.0833

0.0007

512

7

516

4

–1

64

0.01

0.7662

0.0174

0.0945

0.0009

578

10

582

5

–1

70

0.42

1.0492

0.0191

0.1206

0.0011

729

9

734

6

–1

8

0.61

0.3430

0.0058

0.0480

0.0004

300

4

302

2

–1

18

0.57

0.6049

0.0107

0.0780

0.0007

480

7

484

4

–1

62

0.61

0.4944

0.0119

0.0660

0.0006

408

8

412

4

–1

23

0.29

0.5954

0.0068

0.0772

0.0006

474

4

479

4

–1

90

0.53

0.3454

0.0061

0.0485

0.0004

301

5

306

3

–1

101

0.69

0.4193

0.0062

0.0576

0.0005

356

4

361

3

–2

3

0.46

0.3229

0.0045

0.0460

0.0004

284

3

290

2

–2

4

0.38

0.5492

0.0070

0.0733

0.0006

445

5

456

3

–3

99

0.37

0.4291

0.0062

0.0596

0.0005

363

4

373

3

–3

14

0.50

0.3188

0.0082

0.0461

0.0004

281

6

290

3

–3

91

0.83

4.7391

0.0612

0.3192

0.0026

1 774

11

1 786

13

–1

Примечание. D – дискордантность.

 

Из 102 изученных детритовых цирконов, выделенных из песчаников решетниковской свиты, конкордантными оказались датировки 96 зерен, характеризующиеся диапазоном возрастов от 261 до 1 786 млн лет (см. табл. 3, рис. 11). Изотопные исследования показали, что наиболее многочисленную популяцию (33% всех цирконов) образуют цирконы с возрастами от 389 до 349 млн лет (средний девон – ранний карбон) и пиком в 371 млн лет. Также достаточно многочисленны (по 26%) популяции с возрастами от 340 до 261 млн лет (карбон – средняя пермь) и от 516 до 445 (кембрий–ордовик), образующие пики в 268, 304 и 483 млн лет соответственно. Обращает на себя внимание, что возраст самых “молодых” изученных цирконов (261–298 млн лет, 14%) хорошо согласуется с биостратиграфическим возрастом свиты [Бураго, 1990; Котляр и др., 2003]. В подчиненном количестве (5 и 8%) встречаются цирконы силурийского-раннедевонских возрастов (430– 399, пик 428 млн лет) и широкого диапазона докембрийских (917–578 млн лет и 1.8 млрд лет).

 

Рис. 11. Гистограммы и кривые плотности вероятности распределения U–Pb-изотопных возрастов детритовых цирконов с дискордантностью –10% ≤ D ≤ +10% из песчаных пород решетниковской свиты

 

Полученные данные по U–Pb-датированию детритовых цирконов позволяют детализировать петрографический состав, возраст и возможное положение питающих провинций, за счет разрушения которых формировались терригенные отложения решетниковской свиты.

Среди исследованных детритовых цирконов свиты содержится относительно небольшое количество (8%) зерен с протерозойскими, преимущественно неопротерозойскими (892–578 млн лет), возрастами. Происхождение этих цирконов, вероятно, связано с разрушением кристаллических комплексов Северо-Китайского кратона и Бурея–Цзямусы–Ханкайского супертеррейна [Геодинамика…, 2006; Диденко и др., 2020; Wan, 2010]. Источником достаточно часто (27%) встречающихся цирконов с кембрийскими и ордовикскими возрастами (516–445 млн лет) могли быть коллизионные гранитоиды раннепалеозойского Ханкайского террейна Приморья, а также других широко распространенных в регионе одновозрастных массивов и террейнов (Артемовского, Надеждинского, Цзямусы, Сунляо, Хинган и др.) [Диденко и др., 2020; Крук и др., 2018; Wu et al., 2011]. Количество детритовых цирконов с силурийско-раннедевонскими возрастными датировками (от 430 до 399 млн лет) в отложениях свиты невелико, что связано с существенным снижением в этот период объемов гранитообразования [Крук и др., 2018; Wu et al., 2011]. Это позволяет предполагать, что гранитные массивы этого возраста, служившие источниками цирконов, имели небольшие размеры, были уже практически полностью размыты и на осадконакопление заметного влияния не оказывали. Источниками наиболее многочисленной (33%) среднедевонской-раннекарбоновой (389– 349 млн лет) популяции цирконов, вероятно, были гранитоиды, известные в целом ряде массивов: Аргунском, Хинганском, Сунляо, а также на Корейском полуострове [Диденко и др., 2020; Wu et al., 2011].

Следующая популяция цирконов, имеющая возраст от 340 до 299 млн лет (карбон), из всех отложений Лаоелин-Гродековского террейна встречается практически только в решетниковской свите, где она достаточно малочисленна (15%). Их источником могли быть гранитоиды террейна Сунляо либо небольшие гранитные массивы, полностью размытые за короткий промежуток времени и в дальнейшем в осадконакоплении не участвовавшие. Самая молодая совокупность цирконов, имеющая ранне-среднепермские возрастные датировки (298–261 млн лет), формировалась, главным образом, за счет разрушения широко распространенных вдоль восточной окраины Евразии, в том числе и в юго-западной части Приморья, массивов пермских гранитоидов.

Определенные тектонические типы питающих провинций подразумевают существование и определенных геодинамических обстановок формирования связанных с ними бассейнов седиментации. Обстановки формирования нижне-среднепермских отложений решетниковской свиты по породообразующим компонентам песчаников реконструируются с помощью диаграммы Дж. Мейнарда и его соавторов [Maynard et al., 1982] (рис. 12), на которой фигуративные точки изученных пород наиболее соответствуют полям бассейнов пассивных континентальных окраин, к которым относят внутри- и межконтинентальные рифты и авлакогены, а также, частично, бассейнов активных континентальных окраин, осложненных сдвиговыми дислокациями по трансформным разломам.

 

Рис. 12. Возможные типы бассейновых обстановок для отложений решетниковской свиты, реконструированные по породообразующим компонентам песчаников [Maynard et al., 1982]

Бассейны: пассивных континентальных окраин (ТЕ), активных континентальных окраин, осложненных сдвиговыми дислокациями по трансформным разломам (SS); сопряженные: с окраинно-континентальной магматической дугой (CA), с океанической вулканической дугой (FA – преддуговые и BA – задуговые бассейны). L – обломки пород, Q – кварц, F – полевые шпаты.

 

Палеогеодинамическая интерпретация геохимического состава терригенных пород решетниковской свиты осуществлена с использованием серии дискриминантных диаграмм, приведенных на рис. 13. На диаграммах М. Бхатия и А. Крука [Bhatia, 1983; Bhatia, Crook, 1986] (см. рис. 13а–13ж), применяющихся для разграничения песчаных и глинисто-алевритовых пород из бассейнов различных тектонических обстановок, фигуративные точки изученных пород приближаются к полям бассейнов пассивных континентальных окраин либо попадают на эти поля. Еще более однозначно обстановки пассивных окраин устанавливаются на диаграмме Si2O–K2O/Na2O Б. Розера и К. Корша [Roser, Korsch, 1986] (см. рис. 13з), на которой уже все точки состава песчаных и большинства глинисто-алевритовых пород компактно группируются в поле бассейнов, связанных с этой геодинамической обстановкой. На диаграмме DF1–DF2, предназначенной для интерпретации состава пород с высоким содержанием кремнезема (более 63%) [Verma, Armstrong-Altrin, 2013] (см. рис. 13и), точки ложатся в поле бассейнов, связанных с рифтогенными обстановками. В целом же генетическая интерпретация геохимического состава терригенных пород решетниковской свиты свидетельствует об их формировании в геодинамических обстановках, соответствующих бассейнам пассивных континентальных окраин, к которым относятся внутри- и межконтинентальные рифты и авлакогены.

 

Рис. 13. Палеогеодинамические обстановки формирования отложений решетниковской свиты на основании интерпретации геохимических данных

а–ж – типы седиментационных бассейнов [Bhatia, 1983; Bhatia, Crook, 1986]. Поля значений геохимических параметров древних песчаников из бассейнов, сопряженных: А – с океаническими, В – с континентальными островными дугами, С – с активными, D – с пассивными континентальными окраинами. Fe2O3* – общее железо; з – бассейновые обстановки [Roser, Korsch, 1986]; и – возможные типы геодинамических обстановок для высококремнистых пород DF1–DF2 [Verma, Armstrong-Altrin, 2013].

Условные обозначения: см. рис. 5.

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Для выяснения геодинамической обстановки формирования отложений ранне-среднепермской решетниковской свиты Лаоелин-Гродековского террейна Юго-Западного Приморья, а также для определения тектонических типов и состава материнских пород вероятных источников питания были изучены породообразующие компоненты, тяжелые обломочные минералы, а также геохимические особенности слагающих свиту песчаных и глинисто-алевритовых пород.

Проведенные исследования вещественного состава показали, что по своим минералого-геохимическим параметрам песчаники свиты являются петрогенными или породами first cycle, соответствуют аркозам, лишь частично – субаркозам и лититовым аренитам, характеризуются довольно высокой степенью зрелости обломочного материала, а их формирование проходило за счет разрушения в значительной степени выветрелых материнских пород источников питания.

Палеогеодинамическая интерпретация всей совокупности полученных в процессе исследования данных по вещественному составу терригенных пород свиты свидетельствует, что в ранней и средней перми осадконакопление проходило в геодинамической обстановке, соответствующей бассейнам пассивной континентальной окраины, к которым относят внутри- и межконтинентальные рифты и авлакогены.

Анализ и интерпретация полученных мине-ралого-геохимических данных свидетельствуют, что на осадконакопление при формировании отложений свиты главное влияние оказывали размывавшиеся континентальные источники питания: устойчивые кратоны и поднятые блоки основания, представлявшие собой выступы кристаллического фундамента в обрамлении рифтовых зон. Отложения формировались, главным образом, за счет разрушения кислых магматических пород при участии осадочных, обогащенных древними обломочными компонентами. Вместе с тем присутствие в песчаниках свиты небольшого количества фемических тяжелых минералов указывает на участие в строении областей сноса и древних, вероятно метаморфизованных, пород основного и ультраосновного состава.

Проведенные U–Pb-геохронологические исследования детритовых цирконов из песчаных пород решетниковской свиты позволили установить возраст магматических пород и возможное положение источников питания, за счет разрушения которых формировались ее отложения. Полученные результаты показали, что конкордантный U–Pb-изотопный возраст изученных цирконов варьирует в широком диапазоне: от палеопротерозоя (1 786 млн лет) до средней перми. Среди всех цирконов резко преобладают палеозойские, образующие несколько возрастных совокупностей, а цирконы с докембрийскими возрастами находятся в подчиненных количествах. Следует отметить, что возраст самой “молодой” популяции цирконов (298–261 млн лет) хорошо согласуется с биостратиграфическим возрастом свиты. Установленные в большинстве изученных цирконов величины отношения Th/U > 0.2 свидетельствуют об их магматическом происхождении, и лишь незначительная часть зерен может считаться метаморфическими. Кроме того, в катоднолюминесцентном излучении многие зерна имеют хорошо выраженную осцилляционную зональность, что подтверждает их магматическую природу.

Источниками имеющих широкий возрастной диапазон неопротерозойских (892– 578 млн лет) цирконов были кристаллические комплексы Северо-Китайского кратона и Бурея–Цзямусы–Ханкайского супертеррейна. Палеозойские цирконы образуют несколько возрастных популяций: 536–445, 430–399, 389–349, 340–299 и 298–261 млн лет. Источником достаточно часто встречающихся цирконов кембрийского и ордовикского возрастов (536– 445 млн лет) вероятно были раннепалеозойские коллизионные граниты Ханкайского, а также других широко распространенных в регионе одновозрастных террейнов и массивов. Присутствие в отложениях свиты небольшого количества цирконов с силурийско-раннедевонскими возрастами (430–399 млн лет) очевидно связано с известным региональным снижением в этот период объемов гранитообразования. Гранитные массивы этого возраста, вероятно, имели небольшие размеры, были уже практически полностью размыты и на накопление свиты заметного влияния не оказывали. Источниками самой многочисленной среднедевонской-раннекарбоновой (389–349 млн лет) популяции цирконов, вероятно, были гранитоиды, известные в целом ряде массивов и террейнов: Аргунском, Хинганском, Сунляо, а также на Корейском полуострове. Следующая популяция, имеющая карбоновые возрастные датировки (340–299 млн лет), достаточно малочисленна. Источником цирконов, вероятно, были гранитоиды террейна Сунляо, где они широко распространены. Самая молодая популяция цирконов, имеющая ранне-среднепермский возраст (298–261 млн лет), формировалась за счет разрушения широко распространенных вдоль всей восточной окраины Евразии, в том числе и в юго-западной части Приморья, массивов пермских гранитоидов.

В целом же U–Pb-датирование детритовых цирконов из отложений решетниковской свиты позволило выделить популяции, возраст которых достаточно хорошо согласуется с известными этапами проявления в восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса гранитоидного магматизма.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 19-05-00037).

×

About the authors

A. I. Malinovsky

Far East Geological Institute, Far East Branch, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: malinovsky@fegi.ru
Russian Federation, 690022, Vladivostok, prosp. 100-letiya Vladivostoka, 159

References

  1. Бураго В. И. Владивостокский горизонт верхней перми Юго-Западного Приморья // Новые данные по биостратиграфии палеозоя и мезозоя юга Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР, 1990. С. 81–102.
  2. Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России / Под ред. А. И. Ханчука. Владивосток: Дальнаука, 2006. Кн. 1. 572 с.
  3. Геология и полезные ископаемые Приморского края: очерк / Под ред. А. И. Ханчука. Владивосток: Дальнаука, 1995. 82 с.
  4. Геология СССР. Приморский край. Т. XXXII. Ч. 1. / Под ред. И. И. Берсенева. М.: Недра, 1969. 696 с.
  5. Голозубов В. В., Малиновский А. И., Чащин А. А. и др. Кордонкинский террейн – фрагмент раннепалеозойской активной окраины // Вестник КРАУНЦ. Серия: Науки о Земле. 2021. № 4. Вып. № 52. С. 61–72.
  6. Голозубов В. В., Ханчук А. И. Хейлунцзянский комплекс – фрагмент юрской аккреционной призмы в тектонических окнах перекрывающей континентальной плиты: модель плоской субдукции // Тихо- океан. геология. 2021. Т. 40. № 4. С. 3–17.
  7. Диденко А. Н., Ото Ш., Кудымов А. В. и др. Возраст цирконов из осадочных пород Хабаровского, Самаркинского и Журавлевско-Амурского террейнов северной части Сихотэ-Алиньского орогенного пояса: тектонические следствия // Тихоокеан. геология. 2020. Т. 39. № 1. С. 3–23.
  8. Зимина В. Г. Флора ранней и начала поздней перми Южного Приморья. М.: Наука, 1977. 127 с.
  9. Котляр Г. В., Никитина А. П., Журавлев А. В., Коссовая О. Л. Мидийские (вордско-кептенские) транзитные фауны Юго-Восточной Азии // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2003. Т. 78. Вып. 1. С. 33–48.
  10. Крук Н. Н., Голозубов В. В., Киселев В. И. и др. Палео- зойские гранитоиды южной части Вознесенского террейна (Южное Приморье): возраст, вещественный состав, источники расплавов и обстановки формирования // Тихоокеан. геология. 2018. Т. 37. № 3. С. 32–53.
  11. Крук Н. Н., Голозубов В. В., Руднев С. Н. и др. Гранитоиды Гамовского интрузива: геологическая позиция, вещественный состав, возраст и индикаторная роль в геологической эволюции Южного Приморья // Гео- логия и геофизика. 2015. Т. 56. № 12. С. 2134–2152.
  12. Летникова Е. Ф., Вещева С. В., Прошенкин А. И. и др. Неопротерозойские терригенные отложения Тувино-Монгольского массива: геохимическая корреляция, источники сноса, геодинамическая реконструкция // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 12. С. 2110–2121.
  13. Малиновский А. И. Вещественный состав островодужных комплексов Дальнего Востока России // Литология и полез. ископаемые. 2010. № 1. С. 28–44.
  14. Малиновский А. И. Геохимические особенности и палеогеодинамические обстановки накопления пермских и триасовых отложений юга Лаоелин-Гродековского террейна (Приморье) // Вестник КРАУНЦ. Серия: Науки о Земле. 2021. № 4. Вып. № 52. С. 46–60.
  15. Малиновский А. И., Маркевич П. В., Тучкова М. И. Тяжелые обломочные минералы терригенных пород как индикаторы геодинамических обстановок в палеобассейнах орогенных областей Востока Азии // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2006. Вып. 8. № 2. С. 97–111.
  16. Маркевич П. В., Филиппов А. Н., Малиновский А. И. и др. Геосинклинальный литогенез на границе континент–океан. М.: Наука, 1987. 177 с.
  17. Маслов А. В., Мизенс Г. А., Подковыров В. Н. и др. Синорогенные псаммиты: основные черты литохимии // Литология и полез. ископаемые. 2013. № 1. С. 70–96.
  18. Медведева С. А. Возможность применения литохимии для сопоставления и корреляции отложений на примере Комсомольского разреза Cеверного Сихотэ-Алиня (Дальний Восток России) // Тихоокеан. геология. 2019. Т. 38. № 4. С. 74–89.
  19. Парфенов Л. М., Берзин Н. А., Ханчук А. И. и др. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеан. геология. 2003. Т. 22. № 6. С. 7–41.
  20. Петтиджон Ф. Дж., Поттер П., Сивер Р. Пески и песчаники. М.: Мир, 1976. 535 с.
  21. Романюк Т. В., Кузнецов Н. Б., Белоусова Е. А. и др. Палеотектонические и палеогеографические обстановки накопления нижнерифейской айской свиты Башкирского поднятия (Южный Урал) на основе изучения детритовых цирконов методом “TerraneChrone®” // Гео- динамика и тектонофизика. 2018. Т. 9. № 1. С. 1–37.
  22. Смирнов Ю. В., Сорокин А. А., Котов А. Б. и др. Раннепалеозойская монцодиорит-гранодиоритная ассоциация северо-восточного фланга Южно- Монгольско-Хинганского орогенного пояса (Нора– Сухотинский террейн): возраст, тектоническая позиция // Тихоокеан. геология. 2016. Т. 35. № 2. С. 49–57.
  23. Сорокин А. А., Котов А. Б., Сальникова Е. Б. и др. Раннепалеозойские габбро-гранитоидные ассоциации восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса (Приамурье): возраст и тектоническое положение // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2007. Т. 15. № 3. С. 3–21.
  24. Тейлор С. Р., Мак-Леннан С. М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 384 с.
  25. Тучкова М. И., Маркевич П. В., Крылов К. А. и др. Минералого-петрографический состав и геодинамические условия накопления меловых отложений Пенжинской губы // Литология и полез. ископаемые. 2003. № 3. С. 197–208.
  26. Ханчук А. И., Аленичева А. А., Голозубов В. В. и др. Ханкайский массив: гетерогенность фундамента и региональные корреляции // Тихоокеан. геология. 2022. Т. 41. № 4. С. 3–22.
  27. Хубанов В. Б., Буянтуев М. Д., Цыганков А. А. U–Pb- изотопное датирование цирконов из PZ3-MZ магматических комплексов Забайкалья методом магнитно-секторной масс-спектрометрии с лазерным пробоотбором: процедура определения и сопоставление с SHRIMP данными // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 1. С. 241–258.
  28. Шутов В. Д. Классификация песчаников // Литология и полез. ископаемые. 1967. № 5. С. 86–102.
  29. Юдович Я. Э. Региональная геохимия осадочных толщ. Л.: Наука, 1981. 276 с.
  30. Юдович Я. Э., Кетрис М. П. Основы литохимии. СПб.: Наука, 2000. 479 с.
  31. Bahlburg H., Dobrzinski N. A. Review of the chemical index of alteration (CIA) and its application to the study of Neoproterozoic glacial deposits and climate transitions // Geol. Society of London. 2011. V. 36. P. 81–92.
  32. Bhatia M. R. Plate tectonics and geochemical compositions of sandstones // J. Geol. 1983. V. 91. P. 611–627.
  33. Bhatia M. R., Crook K. A.W. Trace element characteristics of graywackes and tectonic setting discrimination of sedimentary basins // Contrib. Mineral. Petrol. 1986. V. 92. P. 181–193.
  34. Boynton W. V. Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies // Rare Earth element geochemistry / Ed. P. Henderson. Amsterdam: Elsevier, 1984. P. 63–114.
  35. Cullers R. L. Implications of elemental concentrations for provenance, redox conditions, and metamorphic studies of shales and limestones near Pueblo, CO, USA // Chem. Geol. 2002. V. 191. P. 305–327.
  36. Dickinson W. R., Suczek C. A. Plate tectonics and sandstone composition // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 1979. V. 63(12). P. 2164–2182.
  37. Floyd P. A., Leveridge B. E. Tectonic environment of the Devonian Gramscatho basin, south Cornwall: framework mode and geochemical evidence from turbiditic sandstones // J. Geol. Soc. London. 1987. V. 144. P. 531–542.
  38. Garzanti E., Ando S. Plate tectonics and heavy mineral suites of modern sands // Heavy minerals in use. Developments in sedimentology. V. 58 / Eds M. A. Mange, D. T. Wright. Amsterdam: Elsevier, 2007. P. 741–764.
  39. Hoskin P. W.O., Schaltegger U. The Composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis / Eds J. M. Hanchar, P.W.O. Hoskin // Rev. Mineral. Geochem. 2003. V. 53. № 1. P. 27–62.
  40. Kirkland C. L., Smithies R. H., Taylor R. J.M. et al. Zircon Th/U ratios in magmatic environs // Lithos. 2015. V. 212–215. P. 397–414.
  41. Maynard J. B., Valloni R., Yu H. S. Composition of modern deep-sea sands from arc-related basins // Trench-Forearc Geology: Sedimentation and tectonics on modern and ancient active plate margins / Ed. J. K. Leggett. Oxford: Blackwell Scientific Publications, 1982. Part 2. P. 551–561.
  42. McLennan S.M., Hemming S., McDaniel D.K., Hanson G. N. Geochemical approaches to sedimentation, provenance, and tectonics // Geol. Soc. America. I993. Special Paper 284. P. 21–40.
  43. Nechaev V. P., Isphording W. C. Heavy-mineral assemblages of continental margins as indicators of plate tectonic environments // J. Sed. Petrol. 1993. V. 63(6). P. 1110–1117.
  44. Nesbitt H. W., Young G. M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites // Nature. 1982. V. 299. P. 715–717.
  45. Parker A. An index of weathering for silicate rocks // Geol. Magazine. 1970. V. 107(6). P. 501–504.
  46. Roser B. P., Korsch R. J. Determination of tectonic setting of sandstone-mudstone suites using SiO2 content and K2O/Na2O ratio // J. Geol. 1986. V. 94(5). P. 635–650.
  47. Roser B. P., Korsch R. J. Provenance signatures of sandstone-mudstone suites determined using discriminant function analysis of major-element data // Chem. Geol. 1988. V. 67. P. 119–139.
  48. Teipel U., Eichhorn R., Loth G. et al. U–Pb SHRIMP and Nd isotopic data from the western Bohemian Massif (Bayerischer Wald, Germany): implications for Upper Vendian and Lower Ordovician magmatism // Intern. J. Earth Sci. 2004. V. 93(5). P. 782–801.
  49. The Сentral Asian orogenic belt: geology, evolution, tectonics and models / Ed. A. Kröner. Stuttgart: Borntaeger Science Publisher, 2015. 313 p.
  50. Verma S. P., Armstrong-Altrin J. S. New multi-dimensional diagrams for tectonic discrimination of siliciclastic sediments and their application to Precambrian basins // Chem. Geol. 2013. V. 355. P. 117–133.
  51. Wan T. The tectonics of China: data, maps and evolution. Springer Higher Education Press. Berlin, Heidelberg: Beijing and Springer-Verlag, 2010. 501 p.
  52. Wu F. Y., Sun D. Y., Ge W. C. et al. Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China // J. Asian Earth Sci. 2011. V. 41. P. 1–30.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. JATS XML
Download
2. Fig. 1. The layout of the Laoelin-Grodekovsky terrane in the geological structure of Southwestern Primorye (a) – geological maps of the studied areas, (b) – the northern and (c) – the southern parts of the terrane, (d) – the consolidated stratigraphic column of the Early-Middle Permian sediments of the Reshetnik formation. 1-4 – terranes: 1 – Laoelin-Grodekovsky, 2 – Early Paleozoic Bureya-Jiamusa-Khankai orogenic belt (superterrane), 3 – Early Paleozoic active margin, 4 – Mesozoic Sikhote-Alin orogenic belt; 5-11 – formations: 5 – Kazachkinskaya (P1kz), 6 – Reshetnikovskaya (P12rs), 7 – Barabashskaya (P2br), 8 – Talminskaya (T3tl), 9 – Galenkovskaya (K1gl), 10 – Ust-Suifunskaya (N1us); 11 – Quaternary deposits (Q); 12 – granites and granodiorites: a – Late Permian (yP3), b – Early Triassic (uT1); 13 – faults; 14 – elements of occurrence; 15 – the place of sampling for U–Pb-geochronological dating of detrital zircons and its number; 16 – conglomerates and gravelites; 17 – sandstones; 18 – siltstones and mudstones.

Download (884KB)
Indexing metadata
3. Fig. 2. Classification diagram of the types of sand rocks from the sediments of the Reshetnikovskaya formation [Shutov, 1967] Fields of sandstone types: 1-4 – quartz sandstones (1 – monomictic quartz, 2 – siliciclastic quartz, 3 – feldspar quartz, 4 – mesomictic quartz); 5 – pure or proper arcoses; 6 – grauwack arcoses; 7 – quartz grauwack; 8 – feldspar quartz grauwack; 9 – grauwack proper; 10 – quartz-feldspar grauwackes; 11 – feldspar grauwackes; 12 – crystallotuffs.

Download (165KB)
Indexing metadata
4. Fig. 3. Average content and distribution of heavy clastic minerals in sandy rocks of the Reshetnikovskaya formation

Download (125KB)
Indexing metadata
5. Fig. 4. Classification diagram lg(Na2O/K2O)–lg(SiO2/Al2O3) for sandy rocks of the Reshetnikovskaya formation [Pettijohn et al., 1976]

Download (138KB)
Indexing metadata
6. Fig. 5. Diagram of the degree of chemical weathering of CIA–WIP for sandy and clay-siltstone rocks of the Reshetnik formation [Bahlburg, Dobrzinski, 2011] 1 – sandy, 2 – clay-siltstone rocks.

Download (163KB)
Indexing metadata
7. Fig. 6. Modular diagrams for sandy and clay-siltstone rocks of the Reshetnikovskaya formation [Yudovich, 1981; Yudovich, Ketris, 2000]

Download (328KB)
Indexing metadata
8. 7. Spectra of the distribution of REE normalized to chondrite [Boynton, 1985] in sandy and clay-siltstone rocks of the Reshetnikovskaya formation (average values) and their comparison with PAAS [Taylor, McLennan, 1988] 1 – sandstones; 2 – clay-siltstone rocks; 3 – PAAS.

Download (129KB)
Indexing metadata
9. Fig. 8. Possible types of feeding areas for sandy rocks of the Reshetnikovskaya formation by rock-forming components and heavy clastic minerals a – by rock-forming components [Dickinson, Suczek, 1979]. Q is quartz, L is rock fragments, F is feldspars. Types of power sources: I – cratons and raised base blocks, II – remobilized orogenes, III – magmatic arcs (IIIa – dissected, deeply eroded, IIIb – transitional, IIIc – undifferentiated, slightly eroded), IV – mixed power sources; b, c – for heavy clastic minerals: b – MF–MT–GM [Nechaev, Isphording, 1993]. Amounts of contents: MF – olivine, pyroxenes, green hornblende; MT – epidote, pomegranate, blue-green amphiboles; GM – zircon, tourmaline, stavrolite, distene, sillimanite and andalusite; b – &–A–POS [Garzanti, Ando, 2007], where A – amphiboles and epidotes, POS – clinopyroxenes, orthopyroxenes, olivines and chromites, & – other transparent minerals. Types of feeding provinces: 1 – continental blocks (cratons and marginal parts of rifts); 2 – collisional orogenes; 3-6 – magmatic arcs: 3 – non-eroded, 4 – transitional weakly eroded, 5 – transitional eroded, 6 – strongly eroded.

Download (367KB)
Indexing metadata
10. Fig. 9. Possible food sources for sandy and clay-siltstone rocks of the Reshetnikovskaya formation according to geochemical data a–d – probable rock composition of the feeding provinces in the diagrams: a – Zr/Sc–Th/Sc [McLennan et al., 1993]; b – F1–F2 [Roser, Korsch, 1988]. F1 = 30.638 × TiO2/Al2O3–12.541 × Fe2O3*/Al2O3 + 7.329 × MgO/Al2O3 + + 12.031 × Na2O/Al2O3 + 35.402 × K2O/Al2O3–6.382; F2 = 56.5 × TiO2/Al2O3–10.879 × Fe2O3*/Al2O3 + 30.875 × MgO/Al2O3–5.404 × Na2O/Al2O3 + 11.112 × K2O/Al2O3–3.89; b – Hf–La/Th [Floyd, Leveridge, 1987]; g – La/Sc–Th/Co [Cullers, 2002].

Download (506KB)
Indexing metadata
11. Fig. 10. Cathodoluminescent images of detrital zircons from sandy rocks of the Reshetnikovskaya formation (mod. R-53)

Download (428KB)
Indexing metadata
12. 11. Histograms and probability density curves for the distribution of U–Pb isotopic ages of detrital zircons with discordance of -10% ≤ D ≤ +10% from sandy rocks of the Reshetnikovskaya formation

Download (902KB)
Indexing metadata
13. Fig. 12. Possible types of basin settings for sediments of the Reshetnikovskaya formation, reconstructed from the rock-forming components of sandstones [Maynard et al., 1982] Basins: passive continental margins (TE), active continental margins complicated by shear dislocations along transform faults (SS); associated: with marginal continental magmatic arc (CA), with oceanic volcanic arc (FA – pre–arc and BA - post-arc basins). L – rock fragments, Q – quartz, F – feldspar.

Download (117KB)
Indexing metadata
14. Fig. 13. Paleogeodynamic conditions of formation of sediments of the Reshetnikovskaya formation based on the interpretation of geochemical data a–w – types of sedimentation basins [Bhatia, 1983; Bhatia, Crook, 1986]. Fields of values of geochemical parameters of ancient sandstones from basins associated with: A – oceanic, B – continental island arcs, C – active, D – passive continental margins. Fe2O3* – common iron; h – basin environments [Roser, Korsch, 1986]; and – possible types of geodynamic environments for high–siliceous rocks DF1-DF2 [Verma, Armstrong-Altrin, 2013].

Download (624KB)
Indexing metadata

Copyright (c) 2024 Russian Academy of Sciences