Рис. 4 Диаграммы отношений Ti/V, V/Y, Lun/Lan и Lan/Cen (по [4, 26]) и положение на них фигуративных точек кремневых пород Эрдагоуского и Горбушинского комплексов
Рассчитанные величины Ce/Ce* для кремней Горбушинского и Эрдагоуского комплексов находятся в пределах 0,698-0,983 и 0,34-0,94 соответственно (табл. 3 и 4), что однозначно свидетельствует о накоплении их в пелагиале, при этом, для первых метров кремневого разреза Эрдагоуского комплекса это зона, непосредственно примыкающая к спрединговому хребту. Для кремнистых аргиллитов значения Ce/Ce* 0,981-0,983 и 0,91-0,92, что указывает на периферийную зону океана, примыкающую к приконтинентальной области седиментации. Следует также отметить, что величина цериевой аномалии не просто отличается в разных литологических группах пород, а постепенно уменьшается вверх по стратиграфическому разрезу обоих комплексов (табл. 3 и 4), что свидетельствует о перемещении соответствующих участков океанического дна в сторону континента.
Другой спецификой РЗЭ является меньшая адсорбционная активность «тяжелых» представителей этой группы (от гольмия до лютеция) при взаимодействии с взвешенными в морской воде частицами и оксигидроксидами Fe и Mn. Это сказывается на «утяжелении» состава РЗЭ в донных осадках по мере удаления от краевых частей океанов к центральным, т.е. происходит относительное обогащение осадка тяжелыми РЗЭ против легких. Относительная деплетированность легких РЗЭ обычно определяется нормированными к NASC отношениями некоторых крайних членов лантаноидного ряда, например, Lan/Ybn и Lun/Lan [26, 32-35]. В частности, согласно [25] величина отношения Lun/Lan в осадках в непосредственной близости от спредингового хребта составляет 1,55 и постепенно снижается до 0,87 при переходе от околоспрединговой зоны к пелагиали. В собственно пелагиале величина этого отношения снижается до 0,37, а в приконтинентальной области снова увеличивается до 1,27. Для большинства проб рассматриваемых комплексов рассчитанные значения Lun/Lan отношений (табл. 3 и 4) находятся в интервале 0,41-0,75 (для Горбушинского) и 0,24-0,61 (для Эрдагоуского), что указывает на накопление их в пелагиале (рис. 4в). Исключение составляют две пробы (Р-21ф и 3Дг-6) с значениями Lun/Lan равными 1,74 и 1,43, что указывает на большую степень деплетированности легких РЗЭ в них по сравнению с другими кремнями. Очевидно, это также связано с высокими содержаниями Fe2O3 в этих кремнях, обусловленными более интенсивным влиянием металлоносных растворов в районе их накопления. Известно, что оксигидроксиды Fe и Mn, равно как и поверхностный слой взвешенных органических и неорганических частиц более интенсивно адсорбируют легкие РЗЭ [36].
Не менее показательным индикатором океанских фациальных обстановок, является отношение нормированных к NASC содержаний La и Ce, т.е. Lan/Cen [4]. В частности, для кремневых пород, накопившихся в приконтинентальной части океана, величина отношения Lan/Cen составляет 0,5-1,33, в пелагической области 1,0-2,5, а в околоспрединговой зоне 3,0-4,0. На дискриминационной диаграмме Lan/Cen А12О3/А12Оз+Ре2О3 (рис. 4г) фигуративные точки кремневых пород обоих комплексов последовательно (т.е. стратиграфически) распределились от околоспрединговой области седиментации до приконтинентальной, но по причине не столь высоких содержаний La в кремнях нижних частей разрезов, они расположены несколько ниже соответствующих фациальных полей, оконтуренных Р. В. Марри [4] по данным изучения кремней Францисканского комплекса.
5. Обсуждение
Результаты геохимического изучения кремней показывают, что одновозрастные части кремневых разрезов обеих структурных единиц Таухинского террейна накапливались в пелагической области палеоокеана, но на разноудаленных от спредингового хребта участках океанической плиты. Так, например, для триас-среднеюрской (по келловей) части разреза Горбушинского комплекса отчетливо фиксируется последовательная смена фациальных обстановок (см. рис. 3а, в, г и 4г) от прилегающей к околоспрединговой зоне (в раннем триасе) через пелагиаль до периферической части палеоокеана (в келловее), расположенной рядом с приконтинентальной областью седиментации. А для участка океанической плиты, соответствующего Эрдагоускому комплексу, геологическая история началась только в позднекелловейско-раннеоксфордское время. На этот момент Эрдагоуский участок океанической плиты располагался еще в пределах спредингового хребта. Об этом свидетельствуют линзы кремней, содержащие позднекелловей-раннеоксфордские радиолярии, и гематитовые залежи (металлоносные осадки), расположенные между базальтовыми потоками, слагающими основание разреза Эрдагоуского комплекса [37]. В раннекиммериджское время Эрдагоуский участок океанической плиты располагался уже в околоспрединговой зоне (в 400 км от хребта), на что указывают геохимические характеристики первых четырех метров кремней, залегающих на базальтах. А Горбушинский участок в это время максимально приблизился к приконтинентальной области, на что указывают не только геохимические характеристики пород среднекиммериджской части разреза Горбушинского комплекса (см. обр. Р-4 на рис. 3, 4г), но и их литологические особенности. На рубеже раннего и среднего киммериджа отмечается смена фациальных условий осадконакопления доминирующее кремненакполение сменяется терригенной седиментацией, т.е. глинистые кремни постепенно переходят в кремнистые аргиллиты (рис. 2).
В период со среднего киммериджа по начало позднего титона океаническая плита продолжала перемещаться в сторону Палеоазиатского континента. Эрдагоуский участок этой плиты передвинулся из околоспрединговой зоны (см. обр. Бе-15/1 на рис. 3, 4г) в пелагическую область (см. обр. Бе-12/1 на рис. 3, 4г), в то время как Горбушинский участок достиг конвергентной границы, переместившись непосредственно в область приконтинентальной седиментации (см. обр. Р-3 и Р-4 на рис. 3, 4а и г). В разрезе Горбушинского комплекса (рис. 2) это также четко фиксируется изменением литологического состава, т.е. сменой кремнистых аргиллитов аргиллитами и алевро-аргиллитами (образец Р-3 отобран в 40 см ниже контакта кремнистых аргиллитов и аргиллитов).
В берриас-валанжинское время Горбушинский участок океанической плиты субдуцировался и частично аккретировался к юго-восточной окраине Палеоазиатского континента. Эрдагоуский участок в этот временной интервал, следуя общему движению палеоокеанической плиты, продолжал менять свое положение относительно океанских фациальных зон, переместившись вначале из области пелагической седиментации в периферийную часть океана, непосредственно примыкавшую к области приконтинентальной седиментации (см. обр. Бе-10/1, Бе-8/1 на рис. 3а, б, в и 4г), а затем и в собственно область приконтинентальной седиментации (обр. Бе-6/1, Бе-4/1 на рис. 3 и 4а и г). В разрезе Эрдагоуского комплекса это также отчетливо фиксируется и сменой литологических разностей пород (см. рис. 2), т.е. кремни начала позднего титона (обр. Бе-12/1) сменяются вверх по разрезу вначале позднетитон-раннеберриасскими глинистыми кремнями (обр. Бе-10/1, Бе-8/1) и, далее, средне-позднеберриасскими кремнистыми аргиллитами (обр. Бе-6/1, Бе-4/1). В конце валанжина начале готерива (на это указывает возраст песчаноалевролитовой части разреза комплекса) рассматриваемый участок океанической плиты достиг конвергентной границы и повторил судьбу Горбушинского участка, будучи субдуцированным и частично аккретированным к юго-восточной окраине Палеоазиатского континента.
Заключение
Результаты сравнительного геохимического изучения кремневых пород из разновозрастных тектоно-стратиграфических комплексов Таухинского террейна позднеюрско-раннемеловой аккреционной призмы Сихотэ-Алиня показали, что накопление их осуществлялось в последовательно сменяющих друг друга фациальных зонах океана. Для каждого комплекса установлено, что процесс накопления кремневого осадка начинался в прилегающей к спрединговому хребту зоне, затем продолжался в пределах абиссальной равнины, а завершился в краевой части палеоокеана, непосредственно примыкавшей к приконтинентальной области седиментации, где он постепенно замещался накоплением гемипелагических и, далее, терригенных осадков. Эти данные убедительно свидетельствуют о перемещении океанического дна, в пределах которого накапливались кремневые осадки, от зоны спрединга к окраине палеоконтинента и дальнейшей последовательной аккреции фрагментов осадочного чехла разновозрастных (т.е. разноудаленных от центра спрединга) его участков по мере субдукции океанической коры.
кремень геохимический порода редкоземельный
Литература
1. Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России / Под ред. А.И. Ханчук. Владивосток: Дальнаука, 2006,кн.1. 572 с.
2. Кемкин, И. В. Геодинамическая эволюция Сихотэ-Алиня и Япономорского региона в мезозое / И. В. Кемкин. М.: Наука, 2006. 258 с.
3. Kemkin, I. V. Accretionary prisms of the Sikhote-Alin Orogenic Belt: Composition, structure and significance for reconstruction of the geodynamic evolution of the eastern Asian margin / I. V. Kemkin, A. I. Khanchuk, R. A. Kemkina // Journal of Geodynamics. 2016. Vol. 102. P. 202-230.
4. Murray, R. W. Chemical criteria to identify the depositional environment of chert: general principles and applications / R.W. Murray // Sediment. Geology. 1994. Vol. 90. P. 213-232.
5. Halamic, J. Geochemistry of Triassic Radiolarian Cherts in North-Western Croatia / J. Halamic, V. Marchig, S. Gorican // Geologica Carpathica. 2011. Vol. 52. №6. P. 327-342.
6. Differences in geochemical features between Permian and Triassic cherts from the Southern Chichibu terrane, southwest Japan: REE abundances, major element compositions and Sr isotopic ratios / T. Kunimaru [et al.] // Sedimentary Geology. 1998. Vol. 119. P. 195-217.
7. Kato, Y. Geochemistry of Late Permian to Early Triassic pelagic cherts from southwest Japan: implications for an oceanic redox change / Y. Kato, K. Nakao, Y. Isozaki // Chemical Geology. 2002. Vol. 182. P. 15-34.
8. Du, Y. Sedimentary geochemistry of chert from the MiddleUpper Ordovician in Shihuigou area, North Qilian orogenic belt and its tectonic implication / Y. Du, J. Zhu, S. Gu // Frontier Earth Science China. 2007. Vol. 1. №1. P. 30-36.
9. Thassanapak, H. Geochemistry of Middle Triassic Radiolarian Cherts from Northern Thailand: Implication for Depositional Environment / H. Thassanapak, M. Udchachon, C. Chonglakmani // Journal of Earth Science. 2011. Vol. 22. №6. P. 688-703.
10. Кемкин, И. В. Юрско-раннемеловая биостратиграфия кремнистых и терригенных отложений Дальнегорского рудного района (Южный Сихотэ-Алинь) / И. В. Кемкин, Р. А. Кемкина // Тихоокеанская геология. 1998. T. 17. №1.C. 59-76.
11. Кемкин, И. В. Таухинский террейн Южного СихотэАлиня: строение и условия формирования / И. В. Кемкин, Р. А. Кемкина // Геотектоника. 2000. №5. C. 71-79.
12. Barcelo, D. Comprehensive analytical chemistry. Volume XLI. / Ed. D. Barcelo. -Amsterdam: Elsevier Science, 2003. 1286 p.
13. Postdepositional mobility of some transition elements, phosphorous, uranium and thorium in deep sea sediments / E. Bonatti [et al.] // Geochim. Cosmochim. Acta. 1971. V. 35. P. 189-201.
14. Brueckner, H. K. Chemical and Srisotopic variations during diagenesis of Miocene siliceous sediments of the Monterey Formation, California / H. K. Brueckner, W. S. Snyder // Journal Sediment. Petrol. 1985. Vol. 55. P. 553-568.
15. Taylor, S. R. The Continental Crust: Its Composition and Evolution / S. R. Taylor, S. M. McLennan. Oxford: Blackwell Scientific Publications, 1985. 312 p.
16. Hein, J. R. Bacterially mediated diagenetic origin for cherthosted manganese deposits in the Franciscan Complex, California Coast Ranges / J. R. Hein, R. A. Koski // Geology. 1987. Vol. 15. P. 722-726.
17. Brueckner, H. K. Diagenetic controls on the structural evolution of siliceous sediments in the Golconda Allochthon, Nevada, U.S.A / H. K. Brueckner, W. S. Snyder, M. Boudreau // Journal Struct. Geol. 1987. Vol. 9. P. 403-417.
18. Дубинин, А. В. Геохимия редкоземельных элементов в осадках и конкрециях Гватемальской котловины Тихого океана: влияние процессов раннего диагенеза / А. В. Дубинин // Геохимия. 1994. № 8-9. C. 1335-1345.
19. Дубинин, А. В. Редкоземельные элементы в процессах раннего диагенеза осадков Тихого океана / А. В. Дубинин // Литология и полезные ископаемые. 1998. № 4. C. 346-354.
20. Geochemical characteristic and sedimentary environments of cherts from Kumishi ophiolitic melange in Southern Tianshan / C. Zhang [et al.] // Acta Petrol. Sinica. 2006. Vol. 22. № 1. P. 57-64.
21. Hydrothermal venting and basin evolution (Devonian, South China): Constraints from rare earth element geochemistry of chert / D. Chen [et al.] // Sediment. Geol. 2006. Vol. 183. №(3/4). P. 203-216.
22. Ruhlin, D. E. The rare-earth element geochemistry of hydrothermal sediments from the East Pacific Rise: Examination of a seawater scavenging mechanism / D. E. Ruhlin, R. M. Owen // Geochim. Cosmochim. Acta. 1986. Vol. 50. P. 393-400.
23. Geochronology and Geochemistry of the Radiolarian Cherts of the Mada'er Area, Southwestern Tianshan: Implications for Depositional Environment / J. Kang [et al.] // Acta Geologica Sinica. 2011. Vol. 85. No 4. P. 801-813.
24. Sugisaki, R. Triassic bedded cherts in central Japan are not pelagic / R. Sugisaki, K. Yamamoto, M. Adachi // Nature. 1982. Vol. 298. P. 644-647.
25. Li, X. Geochemistry of the Late Paleozoic radiolarian cherts within the NE Jiangxi ophiolite melange and its tectonic significance / X. Li // Science in China. Ser. D. 2000. Vol. 43. № 6. P. 617-624.
26. Rare earth, major, and trace elements in chert from the Franciscan Complex and Monterey Group, California: assessing REE sources to fine-grained marine sediments / R.W. Murray [et al.] // Geochim. Cosmochim. Acta. 1991. Vol. 55. P .1875-1895.
27. Rare earths elements as indicator of different marine depositional environments in chert and shale / R.W. Murray [et al.] // Geology. 1990. Vol. 18. P. 268-272.
28. Стрекопытов, С. В. Общие закономерности поведения редкоземельных элементов в пелагических осадках Тихого океана / С. В. Стрекопытов, А. В. Дубинин, И. И. Волков // Литология и полезные ископаемые. 1999. № 2. C. 133-145.
29. Shimizu, H. Cerium in chert as an indication of marine environment of its formation / H. Shimizu, A. Masuda // Nature. 1977. Vol. 266. P. 346-348.
30. Sholkovitze, R. Rare earth elements in marine sediments and geochemical standards / R. Sholkovitze // Chem. Geol. 1990. Vol. 88. P. 333-347.
31. Toyoda, K. Rare earth elements of Pacific pelagic sediments / K. Toyoda, Y. Nakamura, A. Masuda // Geochim. Cosmochim. Acta. 1990. Vol. 54. P. 1093-1103.
32. Дубинин, А. В. Геохимия редкоземельных элементов в океане / А. В. Дубинин. М.: Наука, 2006. 310 с.
33. Rare earth element variations in mid-Archean banded iron formations: Implications for the chemistry of ocean and continent and plate tectonics / Y. Kato [et al.] // Geochim. Cosmochim. Acta. 1998. Vol. 62. №21/22. P. 3475-3497.
34. Hydrothermal scavenging of rare-earth elements in the ocean / C. R. German [et al.] // Nature. 1990. Vol. 345. P. 516-518.
35. Elderfield, H. The rare earth elements in seawater / H. Elderfield, M. J. Greaves // Nature. 1982. Vol. 296. P. 214-219.
36. Sholkovitz, E. R. Ocean particle chemistry: the fractionation of rare earth elements between suspended particles and seawater / E. R. Sholkovitz, W. M. Landing, B. L. Lewis // Geochim. Cosmochim. Acta. 1994. Vol. 58. P. 1567-1579.
37. Симаненко, В. П. Базальты эрдагоуской свиты Приморья и геодинамические условия их формирования / В. П. Симаненко, В. В. Голозубов, И. В. Кемкин // Тихоокеанская геология. 1999. Т. 18. № 5. С. 82-89.