CC BY
46
УДК 550.93:552.5(551.76)
Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2012. Вып. 3
С. В. Малышев, А. К. Худолей, В. Б. Ершова, В. П. Ковач1, Л. Б. Терентьева1
Sm-Nd СИСТЕМАТИКА И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ВЕРХНЕЮРСКИХ — ПАЛЕОГЕНОВЫХ КОМПЛЕКСОВ ПЕРЕДОВОГО ПРОГИБА КОРДИЛЬЕР КАНАДЫ
Введение
Передовые прогибы являются типичной структурой, расположенной на границе складчато-надвиговых систем и платформ. Их формирование синхронно развитию соседних складчато-надвиговых систем, продукты разрушения которых постепенно заполняют передовой прогиб, слагая осадочную летопись происходящих в них тектонических событий.
Передовой прогиб Кордильер сложен юрско-палеогеновыми терригенными породами, изучение которых позволяет реконструировать эволюцию этого орогена. Строение и этапы развития Кордильер хорошо изучены благодаря хорошей обнаженности, доступности и широкому применению современных аналитических методов. Применение изотопного Sm-Nd метода и геохимических исследований для изучения эволюции осадочных бассейнов пока распространено сравнительно слабо, и в этой работе мы сделали акцент на изучении поведения Sm-Nd системы и геохимических характеристик в осадочном бассейне с более или менее известной историей.
Геологический очерк
Геологическое строение Кордильер Канады и прилегающего к ним передового прогиба было детально рассмотрено в серии обобщающих работ, опубликованных в первой половине 1990-х г. и не потерявших своей актуальности и сегодня [1, 2, 3]. В отечественной литературе наиболее детальное описание было сделано Ю. М. Пущаровским и Е. Н. Меланхолиной [4].
На территории западной Канады выделяется три крупные тектонические области. С востока на запад это: Северо-Американская платформа, передовой прогиб (западный канадский осадочный бассейн по терминологии канадских исследователей) и складча-то-надвиговый пояс Кордильер. Канадские Кордильеры традиционно разделяются на пять морфогеологических поясов (рис. 1). Каждый из них характеризуется специфическим составом, степенью метаморфизма, структурой, а также выраженностью в рельефе. С запада на восток это Островной пояс (Insular Belt), Береговой пояс (Coast Belt), Межгорный пояс (Intermontane Belt), пояс Оминика (Omineca Belt) и пояс Форланда (Foreland Belt). Островной и Межгорный пояса сложены мезозойскими и палеозойскими вулканогенно-осадочными толщами, а Береговой пояс практически полностью состоит из юрско-палеогеновых магматических и метаморфических пород. Пояс Оми-
1 Институт Геологии и Геохронологии Докембрия, Санкт-Петербург. © С. В.Малышев, А. К. Худолей, В. Б. Ершова, В. П. Ковач, Л. Б. Терентьева, 2012
ника сложен породами кристаллического фундамента и в различной степени мета-морфизованными осадочными породами при подчиненной роли магматических пород.
Пояс Форланда представлен деформированными комплексами пассивной окраины, куда входят осадочные комплексы позднерифейского — юрского возраста (рис. 2). Также в систему надвигов вовлечена и нижнерифейская над-серия Белт-Персел, которая представляет собой первые осадочные образования, сформировавшиеся на западной окраине Северо-Американской платформы. Перед фронтом надвигов располагается передовой прогиб Кордильер, сформировавшийся как результат надвигообразо-вания, которое началось в юре и продолжалось до палеоцена.
В пределах западной окраины Северной Америки в мезозое выделяется два основных этапа деформаций [5]. Первый этап приурочен к аккреции террейнов в Межгорном поясе, которая произошла в средней — поздней юре. Второй этап начался в позднемеловое время и закончился в палеоцене, когда произошла аккреция более западных террейнов Островного пояса с уже сформированным горным поясом Кордильер.
Рис. 1. Схема тектонического районирования Кордильер Канады [1].
Условные обозначения: а — комплексы Североамериканской платформы, включая ее деформированную окраину и передовой прогиб, б — комплексы Североамериканской платформы, смещенные относительно их первоначального расположения. Цифрами на карте обозначены: 1 — Островной пояс, 2 — Береговой пояс, 3 — Межгорный пояс, 4 — пояс Оминика, 5 — пояс Форланда, 6 — район исследований.
Стратиграфия юрско-палеогеновых отложений передового прогиба Канадских Кордильер (юго-западная часть Альберты)
В передовом прогибе на юго-западе провинции Альберта выделяется три главных этапа осадконакопления, отражающих активизацию тектонических процессов в прилегающих частях Кордильер: (1) нижняя юра — нижний мел (свита Ферни — серия Кутней), (2) нижний мел (серия Блэймор), (3) верхний мел — палеоцен (серия Милк Ривер — свита Поркьюпайн Хилл) [1, 7]. Осадочные серии каждого из этапов представлены терригенными породами (рис. 3).
Первый этап является переходным от тектонического режима пассивной окраины к передовому прогибу и фиксируется сменой тонкозернистых терригенных пород серии Ферни на более грубозернистые породы серии Кутней. Серия Кутней накапливалась в позднеюрское время (152-144 млн. лет) и представляет собой осадочный клин,
Рис. 2. Схематичный региональный разрез Западного Канадского Осадочного Бассейна (Western Canadian Sedimentary Basin(WCSB) по [6] с изменениями)
Условные обозначения: а — бассейн форланда, б — терригенные отложения пассивной окраины, в — карбонатные и глинистые отложения пассивной окраины, г — несогласие. Pn — пенсильваний, M — миссисипий.
увеличивающийся по мощности в западном направлении до 1100 м [9]. Эта серия сложена мелководно-морскими и флювиальными отложениями, представленными существенно кварцевыми песчаниками с подчиненными прослоями алевролитов. Вверх по разрезу грубозернистость пород увеличивается вплоть до появления пачек конгломератов.
Второй этап осадконакопления включает в себя серию Блэймор (115-103 млн. лет), мощность которой варьирует от 500 до 2000 м. В основании серии Блэймор залегают маломощные, но широко распространенные конгломераты свиты Кадомин, несогласно перекрывающие породы серии Кутней. Перерыв в осадконакоплении перед
Рис. 3. Стратиграфическая колонка предгорного прогиба (по [7], [8] с изменениями) Условные обозначения: 1 — песчаники и алевролиты, 2 — аргиллиты, 3 — конгломераты, - вулканические породы, 5 — точки отбора проб.
свитой Кадомин оценивается в 20-30 млн. лет [9]. Исходя из регионального распространения конгломератов свиты Кадомин, предполагается, что несогласие в их основании отражает важный период эрозии осадочных комплексов в существующем передовом прогибе. Выше по разрезу конгломераты перекрываются переслаивающимися аргиллитами и кварцевыми песчаниками свит Глэдстоун и Бивер Майнс с некоторым увеличением грубозернистости вверх по разрезу. Осадочные толщи перекрываются
4
и частично замещаются вулканическими породами свиты Кроуснест мощностью до 420-480 м. Возраст свиты Кроуснест определен U-Pb методом по фенокристаллам граната как 103±1 млн. лет [7], что является верхней возрастной границей осадконако-пления серии Блэймор. Обстановки осадконакопления в серии Блэймор со временем меняются от преимущественно морских до континентальных.
Осадочные комплексы третьего этапа осадконакопления содержат верхнемеловые и нижнепалеогеновые отложения (98-58 млн. лет). В нижней части отложения, относимые к третьей фазе осадконакопления, представлены глинистыми породами серии Альберта, отлагавшимися в морском бассейне во время обширной позднемело-вой трансгрессии. Залегающие выше песчаники, от верхнемеловой серии Милк Ривер и до палеоценовой свиты Поркьюпайн Хилл, характеризуются большой мощностью (до 3000 м) и являются наиболее молодыми синорогенными осадочными комплексами передового прогиба. Их накопление происходило как в морских, так и в континентальных условиях при увеличении роли последних вверх по разрезу.
Объекты исследований и аналитические методики
Основной задачей нашего исследования была реконструкция источников сноса терригенных толщ передового прогиба. Аналогичные исследования проводились в этом регионе неоднократно [7], но нами впервые были выполнены систематические геохимические и Nd изотопные исследования валовых проб через весь прогиб примерно по широте г. Калгари. Поскольку в складчато-надвиговую систему пояса Фор-ланда вовлечены осадочные комплексы, в том числе и образованные на ранних стадиях зарождения предгорного прогиба, то нижним уровнем для отбора проб была выбрана верхняя часть серии Ферни (верхняя юра). Далее вверх по разрезу мы отбирали из каждой точки попарно пробы песчаника и алевролита через весь разрез вплоть до свиты Паскапу (палеоген) для сравнения происхождения тонкозернистых и грубозернистых пород.
Определения содержаний и изотопных составов Sm и Nd выполнены в ИГГД РАН (Санкт-Петербрург) на масс-спектрометре TRITON TI по методике, описанной ранее [10]. Измеренные отношения 143Nd/144Nd скорректированы на изотопное фракционирование по отношению 146Nd/144Nd = 0,7219, и приведены к отношению 143Nd/144Nd = 0,512017 в Nd стандарте jNdi-1. Уровень холостого опыта за время исследований составлял 0,03-0,2 нг для Sm и 0,1-0,5 нг для Nd. Точность определения концентраций Sm и Nd составила ±0,5%, изотопных отношений 147Sm/144Nd — ±0,5%, 143Nd/144Nd — ±0,005%; eNd(t) рассчитано с использованием современных значений 143Nd/144Nd = 0,512638 и 147Sm/144Nd = 0,1967 в хондритовом резервуаре CHUR [11].
Содержания химических элементов определены в Центральной лаборатории ВСЕГЕИ методами РФА (окислы) и ICP (малые и редкоземельные элементы).
Химический состав терригенных пород
Химический состав терригенных пород отражает как состав источников сноса обломочного материала, так и процессы, воздействию которых подвергались обломочные породы в ходе транспортировки и осадконакопления (например, химическое и физическое выветривание и т. д.). Как показали многочисленные исследования, обоб-
щенные в работах С. Р. Тейлора и С. М. МакЛеннана [12,13,14], наименее подвержены изменениям при осадочных процессах отношения ряда малых и редкоземельных элементов, которые, таким образом, позволяют судить о составе размывающихся пород в источнике сноса. В настоящей работе для реконструкции источников сноса мы уделили основное внимание диаграммам с участием La, Sc, Co, Th, Cr, V и распределению редкоземельных элементов (табл. 1).
Резкое обогащение хромом относительно других элементов железо-магниевой группы характерно для ультраосновных пород, и по этой причине отношение Cr/V часто рассматривается как индикаторное для определения степени распространенности ультраосновных пород в источнике сноса [13]. В изученных образцах низкая величина отношения Cr/V (0,4-2,0) при невысокой концентрации хрома (менее 100 г/т в большинстве образцов) исключает возможность широкого развития ультраосновных пород в источниках сноса.
Отношение совместимых и несовместимых элементов является важной геохимической особенностью магматических систем, что позволяет использовать их для реконструкции состава пород в источнике сноса [13, 15, 16]. В настоящей работе нами использовались два отношения — La/Sc и Co/Th, величины которых заметно отличаются для пород кислого, среднего и основного составов. На диаграмме отношений этих элементов (рис. 4, а) фигуративные точки проанализированных образцов занимают широкое поле, концентрируясь преимущественно вблизи средних значений состава верхней коры и, реже, в области преимущественного размыва кислых и основных пород. В то же время юрские образцы (первый этап осадконакопления) занимают меньшее по площади поле, нежели меловые. Из этого следует, что в меловое время размыву подвергались более разнообразные по составу источники сноса, чем в юрское. Особенно стоит отметить позднемеловые образцы из серии Белли Ривер и свиты Виллоу Крик, в которых низкие значения отношения La/Sc и высокие значения отношения Co/Th указывают на широкое развитие в источнике сноса пород основного состава.
Отношение Th/Sc чувствительно к составу пород, тогда как отношение Zr/Sc фиксирует относительную обогащенность цирконом — минералом-концентратором
La/Sc Zr/Sc
Рис. 4. а — Сот^а^с, б — "ШБс^г/Бс по [13]
Условные обозначения образцов: 1 — палеогеновые, 2 — меловые, 3 — юрские. Области размыва пород различного состава: I — близкие к составу верхней континентальной коры, II — с возрастанием роли пород основного состава, III — с возрастанием роли пород кислого состава.
Возраст
Юра Мел
№ обр. СА-10-05 СА-10-06 СА-10-07 СА-10-08 СА-10-09 СА-10-10 СА-10-11 СА-10-12 СА-10-20 СА-10-21 СА-10-22
БЮг 71,5 66,7 72,2 61,1 72,1 72,3 79,4 82,1 94,4 95,8 85,1
А120з 2,37 6,32 8,48 14,7 7,64 10,5 8,63 8,1 2,64 1,78 8,04
ТЮ2 0,092 0,26 0,44 0,68 0,4 0,48 0,42 0,32 0,18 0,087 0,44
Fe2Oз 1,21 1,53 5,32 4,19 3,02 2,96 1,75 1,67 0,59 0,53 1,24
МпО 0,022 0,023 0,033 0,031 0,03 0,023 0,015 0,013 <0,01 <0,01 <,01
MgO 5,2 4,87 1,44 1,92 1,19 1,46 0,98 0,93 <0,05 <0,05 0,38
СаО 7,46 7,08 3,51 4,43 5,9 3 2,03 1,19 0,13 0,085 0,58
№2О 0,069 0,089 1,06 0,8 0,85 0,9 0,43 0,13 0,12 0,096 0,15
К2О 0,44 1,11 1,15 2,97 1,5 2,11 1,76 1,25 0,47 0,21 0,93
Р2О5 0,24 0,29 0,23 0,27 0,24 0,26 0,27 0,26 0,073 <0,05 0,22
п.п.п. 11,4 11,7 6,09 9,15 7,17 5,92 3,96 3,82 0,85 0,99 2,53
Сумма 100 100 100 100 100 100 99,7 99,8 99,5 99,6 99,7
8с 2,77 4,21 4,69 11,5 4,5 6,22 4,57 3,68 1,21 1,22 5,3
V 91,9 95,1 79,6 173 71,1 108 85,6 85 17,1 57,7 85,8
Сг 39,5 46,6 41 67,2 46,7 49,2 55,5 47 27,3 31,4 63,8
Со 2,99 3,96 5,34 6,74 3,29 4,68 5,1 4,54 0,93 0,69 7,81
У 12,8 17,4 18,7 29,1 20,1 22,5 18,6 16,8 4,29 4,35 20,7
Zг 104 234 232 196 347 220 342 194 66,8 44,5 380
ыь 2,54 6,06 10,8 17.5 10,1 12 11,1 9,39 7,62 2,15 10,5
La 8,36 15,9 23,6 32,2 19,6 23,2 22 19,8 8,89 10,3 18,5
Се 14 25,4 41,9 61,3 36,5 42,7 38,9 35,4 16,1 17,1 32,9
Рг 2,16 3,68 5,26 7,79 4,67 5,62 5,16 4,64 1,81 2,09 4,36
Ш 8,92 14,9 19,7 30,6 18 22,4 19,5 16,9 6,45 7,77 17,1
8ш 1,85 2,95 4,02 5,86 3,42 4,73 3,84 2,99 1,08 1,15 3,28
Ей 0,54 0,87 1,09 1,41 0,94 1,08 1,1 0,85 0,25 0,27 0,81
Gd 1,85 2,66 3,61 5,48 3,35 4,1 3,34 3,2 0,99 0,77 3,5
ть 0,28 0,41 0,53 0,84 0,55 0,64 0,51 0,48 0,14 0,094 0,55
Dy 1,82 2,39 3,26 4,81 3,01 3,63 2,79 2,64 0,74 0,59 3,05
Но 0,4 0,56 0,62 0,96 0,72 0,75 0,57 0,54 0,13 0,12 0,7
Ег 1,03 1,62 1,75 2,87 1,98 2,04 1,66 1,48 0,41 0,38 1,92
Тш 0,16 0,24 0,27 0,4 0,3 0,32 0,25 0,2 0,063 0,078 0,3
УЬ 0,8 1,51 1,68 2,47 1,96 1,97 1,82 1,32 0,36 0,45 2,11
Lu 0,13 0,23 0,25 0,41 0,31 0,27 0,28 0,2 0,068 0,066 0,3
Возраст
Мел Палеоген
СА-10-23 СА-10-13 СА-10-14 СА-10-02 СА-10-03 СА-10-04 СА-10-01 СА-10-18 СА-10-15 СА-10-16 СА-10-19 СА-10-17
70,1 84,3 77,6 92,3 75 90,8 78 72,9 67,7 64,3 65,7 70,8
18,1 4,78 11 2,55 12,6 3,03 3,35 11,9 15,3 15,8 14,8 5,18
0,75 0,28 0,56 0,11 0,63 0,36 0,16 0,54 0,67 0,81 0,74 0,26
1,54 1,54 3,16 2,19 3,22 2,5 4,62 4,13 6,29 7,02 5,42 1,36
0,011 0,015 <0,01 0,014 <0,01 <0,01 0,048 0,042 0,11 0,077 0,045 0,02
1,01 1,17 1 0,25 1,26 0,5 0,87 1,64 1,47 2,02 2,24 3,73
0,43 2,21 0,46 0,42 0,56 0,36 5,87 1,75 0,86 1,8 2,1 7,59
0,075 0,3 0,38 0,13 0,34 0,18 0,2 2,37 3,06 2,25 1,54 0,23
2,75 0,87 2,03 0,34 2,29 0,35 0,59 1,65 0,69 1,29 2,1 1,05
0,16 0,15 0,19 0,098 0,24 0,18 0,13 0,15 0,12 0,17 0,13 0,24
5,03 3,98 3,3 1,25 3,63 1,24 6,04 2,61 3,54 4,16 4,87 9,71
100 99,6 99,7 99,6 99,7 99,5 99,9 99,6 99,7 99,7 99,7 100
13,8 3,64 8,89 2,02 8,93 2,78 3,13 9,1 10,4 11,7 12,7 3,44
212 80,9 162 48,8 188 47 73 90,3 96,2 115 114 58,6
119 54 74,4 36 78,4 58,5 146 69,3 67,7 98,7 93,5 47,4
4,34 3,5 7,25 4,36 7,38 3,01 6,1 14 14,9 13,3 13,4 4,54
28,7 15,1 22,2 6,57 27,1 17,9 11 14,6 15,9 17,5 18,9 15,4
258 387 259 51,1 425 986 69,4 92,4 98,5 158 155 380
19,7 8,11 14,8 3,2 14,7 9,19 4,11 7,71 7,98 9,72 11,2 6,79
40,5 16,9 26,2 8,2 30,9 20,2 10,9 16,2 17,5 19,7 23,3 15,4
71,3 33,9 48,6 17 57,4 39,7 19,4 31,5 34 37,7 44,8 27,4
9,21 4,11 5,93 2,02 7,29 4,92 2,47 3,75 4,09 4,73 5,32 3,5
33,4 16,4 22,9 8,03 27,8 19 10,1 14,2 16,7 18,5 20,2 13,5
6,42 3,39 4,27 1,44 5,23 2,93 1,93 2,88 3,65 3,78 3,82 2,39
1,25 0,75 1,1 0,4 1,15 0,6 0,53 1,05 1,09 1,2 1,21 0,61
5,54 2,83 3,87 1,26 4,53 2,96 1,87 2,76 3,31 3,53 3,93 2,41
0,82 0,44 0,62 0,23 0,78 0,5 0,34 0,42 0,49 0,55 0,56 0,38
4,47 2,53 3,55 1,18 4,29 2,87 1,91 2,39 2,74 2,99 3,28 2,24
0,97 0,52 0,74 0,21 0,87 0,65 0,37 0,48 0,56 0,6 0,67 0,47
2,96 1,44 2,17 0,54 2,63 1,89 0,98 1,43 1,47 1,77 1,94 1,41
0,48 0,23 0,31 0,095 0,39 0,3 0,17 0,21 0,21 0,23 0,29 0,2
3,11 1,48 2,19 0,56 2,71 2,17 0,91 1,35 1,45 1,73 1,66 1,43
0,45 0,23 0,33 0,081 0,39 0,35 0,14 0,19 0,25 0,24 0,27 0,2
циркония. Содержание циркония и, соответственно, циркона увеличивается в результате перемыва и переотложения обломочных пород [13, 14]. На диаграмме Th/Sc-Zr/Sc (рис. 4, б) все образцы за исключением вышеупомянутых четырех позднеме-ловых образцов лежат вдоль тренда перемыва осадков. Причем, как и на диаграмме совместимых и несовместимых элементов, образцы первого этапа сосредоточены в более узком поле, чем меловые. Такое расположение образцов свидетельствует, что их накопление происходило в схожих тектонических условиях, но в меловое время спектр источников сноса был явно шире, чем в юрское. Величина отношения Zr/Sc в 4-х поздне-меловых образцах составляет от 9 до 12 и располагаются они в области влияния состава источника сноса. Вероятнее всего, это указывает на появление в позднем мелу локального источника сноса основного состава.
Редкоземельные элементы (РЗЭ) наименее подвержены влиянию вторичных процессов и форма графика их распределения в терригенных породах близка к таковой в исходных магматических или метаморфических породах [13,14,17] (рис. 5), хотя ряд исследователей считает, что обстановка осадконакопления существенно влияет на распределение редкоземельных элементов [16]. В изученных нами образцах величина нормализованного к хондриту отношения лантана к лютецию (La/Lu)n колеблется от 6,0 до 16,2, но средние значения для юрских, меловых и палеогеновых пород составляют 8,81, 8,79 и 8,0 соответственно. Другой важной характеристикой распределения РЗЭ является европиевая аномалия (Eu/Eu*) — нормализованное к хондриту отношение наблюдаемого содержания европия к таковому, если бы распределение РЗЭ было гладким [12,17]. В изученных нами образцах величина отношения Eu/Eu* колеблется от 0,62 до 1,14, составляя в среднем 0,84 как для юрских, так и для меловых отложений. Сравнивая полученные
Рис. 5. Распределение РЗЭ в осадках передового прогиба Канадских Кордильер. Содержания РЗЭ нормализованы к хондриту [15]. Состав постархейского австралийского сланца (РАА8) приведен по Тейлору и др. [12].
характеристики распределения РЗЭ с таковыми для среднего по составу аргиллита (PAAS — пост-архейский австралийский сланец [12,17]), необходимо отметить, что в изученных нами терригенных породах величина нормализованного отношения (La/ Lu)n заметно ниже, чем в PAAS (13,6), а величина Eu/Eu* наоборот, заметно выше, чем в PAAS (0,66), что характеризует увеличение роли пород основного состава в источнике сноса относительно их средней распространенности на земной поверхности (см. рис. 5). Наиболее высокие значения Eu/Eu* (0,95-1,14), близкие к таковым в океанических базальтах (1,00), наблюдаются в уже упоминавшихся четырех пробах из отложений верхнего мела, указывая, что их источник сноса состоял в основном из пород основного состава.
Изотопные Sm-Nd характеристики терригенных пород
Полученные Sm-Nd изотопные данные для осадочных комплексов передового прогиба просуммированы в табл. 2 и на рис. 6. Для интерпретации Sm-Nd данных мы использовали параметр eNd(t), обозначающий величину эпсилон на момент накопления осадочной породы. Эта величина отражает соотношение ювенильного и древнего корового материала в изучаемом образце и для настоящего времени (t = 0) близка к + 10 в базальтах срединно-океанических хребтов и может быть ниже -20 в породах кристаллического фундамента древних платформ.
Как показывают результаты предыдущих исследований, наиболее вероятными источниками сноса в исследуемом регионе являются вовлеченные в надвигообразование в поясах Оминика и Форланда фрагменты кристаллического фундамента, протерозойские надсерии Белт-Персел и Виндермир, а также нижнепалеозойские и девон-триасовые комплексы пассивной окраины, причем в палеозойских толщах преобладают карбонаты. На момент отложения изучаемых осадков протерозойские терригенные породы надсерий Белт-Персел и Виндермир, а также маломощные пачки терригенных пород нижнего палеозоя вплоть до ордовика характеризуются значениями eNd(t) в интервале от -15 до -20 [18, 19, 20, 21]. Эти изотопные характеристики свидетельствуют о том, что данные комплексы формировались в результате размыва докембрийского фундамента западной части Канады [20, 21, 22]. Близкие изотопные характеристики имеют и выходы кристаллического фундамента в поясе Оминика. Девон-триасовые комплексы пассивной окраины имеют иные изотопные характеристики (eNd(t) от -9,5 до -6) [20, 22, 23] и, по мнению ряда исследователей [22], являются продуктами размыва гренвильских комплексов Инуитского складчатого пояса и, возможно, Аппалачей.
Значения eNd(t) всех исследованных образцов находятся в интервале от -15 до -1. Для пород первого и второго этапа осадконакопления (юра — нижний мел) значения eNd(t) варьируют от -10 до -5, что характеризует смешанный источник из девон-триасовых комплексов пассивной окраины. Для пород третьего этапа осадконакопления (верхний мел — палеоцен) характерен более широкий интервал значений eNd(t) — от -15 до -1, что указывает на появление новых источников сноса — как серии Белт-Персел и фрагментов кристаллического фундамента с относительно низкими значениями eNd(t), так и более ювенильных комплексов с eNd(t), близкими к нулю.
На диаграмме eNd(t)-Th/Sc (рис. 7) юрские породы (первый этап) выделяются в группу повышенных величин eNd(t), но сравнительно пониженных и переменных значений Th/Sc, что указывает на довольно гетерогенный источник сноса. Меловые поро-
Таблица 2. Результаты 8ш-Мс1 изотопно-геохимических исследований терригенных пород предгорного прогиба Канадских Кордильер
№ обр. вт г/т N(1 г/т 1478т/144Ш 143Ш/144Ш екай Название породы Возраст привязка
СА-10-05 1,69 8,99 0,113678 0,512123±4 -8,3 Песчаник ь сер. Ферни
СА-10-06 2,43 14,60 0,100414 0,512119±4 -8,2 Аргиллит ь сер. Ферни
СА-10-07 3,16 19,37 0,098688 0,512156±3 -7,2 Песчаник ь сер. Ферни
СА-10-08 4,20 28,87 0,087974 0,512166±3 -6,7 Аргиллит ь сер. Ферни
СА-10-09 3,00 18,09 0,100149 0,512108±4 -8,5 Песчаник ь Пассаж Беде, сер. Ферни
СА-10-10 3,49 21,42 0,098380 0,512162±4 -7,4 Аргиллит ь Пассаж Беде , сер. Ферни
СА-10-11 3,03 19,89 0,092062 0,512102±3 -8,5 Песчаник г св. Моррисей, сер. Кутней
СА-10-12 2,74 17,18 0,096284 0,512123±4 -8,2 Аргиллит 1з св. Моррисей, сер. Кутней
СА-10-20 1,29 7,90 0,098804 0,512081±5 -9,2 Песчаник г св. Элк, сер. Кутней
СА-10-21 1,17 8,30 0,085252 0,512028±6 -10,2 Конгломерат св. Кадомин, сер. Блэймор
СА-10-22 2,94 17,32 0,102546 0,511973±5 -11,6 Песчаник К1Ь св. Глэдстоун, сер. Блэймор
СА-10-23 4,83 35,42 0,082365 0,511952±5 -11,7 Аргиллит к^ь св. Глэдстоун, сер. Блэймор
СА-10-13 2,51 15,17 0,100076 0,511794±3 -15,4 Песчаник К2г св. Блэкстоун, сер. Альберта
СА-10-14 3,40 22,24 0,092402 0,511904±3 -13,1 Аргиллит К2г св. Блэкстоун, сер. Альберта
СА-10-02 1,38 7,68 0,108616 0,511943±3 -12,6 Песчаник К2г св. Кардиум, сер. Альберта
СА-10-03 3,97 26,65 0,089968 0,511927±6 -12,7 Алевролит к2г св. Кардиум, сер. Альберта
СА-10-04 2,85 19,21 0,089596 0,511889±4 -13,4 Алевролит к2г св. Кардиум, сер. Альберта
СА-10-01 1,93 10,65 0,109524 0,511981±4 -12,0 Песчаник К2в св. Вапиаби
СА-10-15 2,78 16,16 0,104068 0,512506±2 -1,7 Песчаник К2с сер. Бэлли Ривер
СА-10-16 3,30 19,02 0,104846 0,512473±6 -2,3 Аргиллит К2с сер. Бэлли Ривер
СА-10-18 2,71 17,12 0,095512 0,512353±6 -4,7 Песчаник К2т св. Виллоу Крик
СА-10-19 3,37 20,44 0,099633 0,512398±6 -3,8 Аргиллит К2т св. Виллоу Крик
СА-10-17 2,34 13,85 0,102078 0,512041±5 -10,9 Песчаник Р1 св. Поркьюпайн-Хилл
|ппгнипимяя поставляющая
снш*
Ш777, ■ о с
Ч///-0-Т компл екс окраины Ш1
феерии Бе
О © О
200 180 160 140 120 100 80 60 40
Стратиграфический возраст
Рис. 6. Эволюция М изотопной системы в осадках передового прогиба Канадских Кордильер
Условные обозначения: 1 — аргиллиты, 2 — песчаники и конгломераты. Вертикальными полями выделены три главных этапа осадконакопления в предгорном прогибе: 1 — серия Фер-ни—Кутней; 2 — серия Блэймор; 3 — серия Милк Ривер — свита Поркьюпайн Хилл [7].
Рис. 7. Диаграмма е^О) —Ш/8с [11]. Условные обозначения образцов: 1 — палеогеновые, 2 — меловые, 3 — юрские. Серое пятно соответствует усредненному составу верхней коры.
ды имеют отношение ^/Бе около 1,0 и более низкие значения еш(1), что соответствует характеристикам верхней коры. Четыре точки с высокими значениями еш(1) и низкими значениями ^/Бе скорее всего отражают молодые источники сноса основного состава.
Обсуждение результатов
Сходство геохимических и изотопных характеристик песчаников и аргиллитов указывает на то, что терригенные породы различной размерности формировались в результате размыва одних и тех же источников сноса. Бш-Ш данные для осадочных пород первого и второго этапов осадконакопления (юра — ранний мел) свидетельствуют о том, что снос обломочного материала происходил из сравнительно близко расположенных и уже вовлеченных в надвигообразование девон-триасовых осадочных комплексов пассивной окраины (пояс Форланда). Сравнительная однородность источников сноса для комплексов этих этапов, особенно первого, подтверждается, в том числе, и рассмотренными геохимическими данными. Судя по распределению РЗЭ (см. рис. 5), возможно, что в формировании обломочных пород принимали участие и размывающиеся магматические комплексы основного состава, но их расположение пока не установлено. Отсутствие иных источников сноса связано, скорее всего, с тем, что возникшие хребты служили водоразделом и изолировали формирующийся передовой прогиб от океанических и островодужных комплексов, признаков размыва которых не фиксируют ни Бш-Ш изотопная система, ни геохимические данные. Бш-Ш изотопные характеристики осадков третьего этапа (верхний мел — палеоцен) можно интерпретировать как относительную пенепленизацию восточной части рассматриваемого региона и возобновление надвигообразования на западе пояса Форланда и в поясе Оминика, в результате чего в область размыва могли попасть породы серий Белт-Персел и Виндермир и фрагменты кристаллического фундамента. В то же время, продукты размыва океанических комплексов из более западных районов Кордильер (Межгорный пояс) по-прежнему не поступали в передовой прогиб, фиксируя наличие барьера, каковым являлся водораздел, находившийся примерно между Межгорным поясом и поясом Оминика. Он располагался западнее, чем в юрско-раннемеловое время. Расширение области сноса в западном направлении от юры к позднему мелу отчетливо фиксируется геохимическими методами (см. рис. 4, а), что также свидетельствует в пользу смещения водораздельного хребта в западном направлении и увеличения области размыва для комплексов, выполняющих передовой прогиб. Ювенильные значения ем(1) от -2 до -5 в позднемеловых породах также указывают на то, что снос материала происходил с источников, расположенных западнее пояса Форланда, таких как террейн Квеснел ^иезпе1) с еш(1) от +3 до +7 [24], отдельные фрагменты которого находятся в поясе Оминика. Дж. М. Росс и др. [7] предположили на основании изучения обломочных цирконов, что ювенильный материал в позднемеловых осадках передового прогиба принесен вулканическим пеплом с Островного пояса в то время, когда там активизировалась вулканическая активность в позднем мелу. В то же время преобладание в верхнемеловом — палеоценовом разрезе осадков со значениями ем(1), не характерными для комплексов серии Белт-Персел или океанических террейнов, позволяет предполагать, что поступающие продукты их размыва смешивались с уже накопившимися осадками передового прогиба, что приводило к некоторому усреднению их изотопных характеристик.
Заключение
Одна из специфических особенностей строения осадочного комплекса передового прогиба Кордильер состоит в наличии нескольких циклов, отражающих различные этапы эволюции складчато-надвиговой системы. Проведенные геохимические и N<1 изотопные исследования валовых проб терригенных пород позволяют увязать наблюдаемые осадочные циклы с эволюцией источников сноса и процессами надви-гообразования, выводившими соответствующие комплексы в область размыва. Так, полученные данные показывают, что во время первого и второго этапов осадконакоп-ления (юра — ранний мел) снос обломочного материала происходил преимущественно из расположенных в пределах пояса Форланда девон-триасовых комплексов пассивной окраины. Изотопные и геохимические характеристики осадков третьего этапа (поздний мел — палеоцен) указывают на появление новых источников сноса, таких как породы серии Белт-Персел и фрагменты кристаллического фундамента, а также более ювенильных комплексов. Увеличение области сноса в позднем меле можно интерпретировать как результат относительной пенепленизации пояса Форланда и активизации надвиговых процессов в более внутренних частях орогена, прежде всего в поясе Оминика.
Проведенное исследование приводит к выводам, близким к тем, которые были получены канадскими исследователями иными методами в более южных районах [7, 21, 22], и позволяет уточнить состав источников сноса и их эволюцию в поздней юре — палеоцене. В целом, совместное изучение химического состава и изотопной си-
стемы в осадочных породах довольно хорошо фиксирует относительный состав и удаленность источников сноса и, как следствие, тектонические процессы, меняющие их архитектуру. Этот подход является полезным дополнением к широко используемому в настоящее время методу реконструкции источников сноса путем датирования обломочных цирконов и дает информацию, которую невозможно получить иными методами.
Исследование выполнено при поддержке темплана НИР СПбГУ и ФЦП «Кадры» (госконтракт 14.740.11.0187).
Литература
1. Geology of the Cordilleran Orogen in Canada / ed. by H. Gabrielse, C. J. Yourath. Ottawa: Geological Survey of Canada, 1991. 844 p.
2. Geological Atlas of the Western Canada Sedimentary Basin / ed. by G. D. Mossop, I. Shetsen. Calgary: Canadian Society of Petroleum Geology and Alberta Research Council, 1994. 510 p.
3. Sedimentary Cover of the Craton in Canada / ed. by D. F. Scott, J. D. Aitken. Ottawa, Calgary: Geological Survey of Canada, 1993. 832 p.
4. Пущаровский Ю. М., Меланхолина Е. Н. Тектоническое развитие Земли: Тихий океан и его обрамление // Труды ГИН. М.: Наука, 1992. Вып. 473. 263 с.
5. Evenchick C. A., McMechan M. E., McNicoll V. J., Carr S. D. A synthesis of the Jurassic-Cretaceous tectonic evolution of the central and southeastern Canadian Cordillera: Exploring links across the orogen // Geological Society of America Special Paper. 2007. Vol. 433. P. 117-145.
6. Price R. A. The Southern Canadian Rockies: Evolution of a Foreland Thrust and Fold Belt // Geo Canada 2000: Field Trip Guidebook No 13.
7. Ross G. M., Patchett P. J., Hamilton M. et al. Evolution of the Cordilleran orogen (southwestern Alberta, Canada) inferred from detrital mineral geochronology, geochemistry, and Nd isotopes in the foreland basin // Geol. Soc. Amer. Bull. 2005. Vol. 117, N 5/6. P. 747-763.
8. Lerand M. M., Wright M. E., Hamblin A. P. Sedimentology of Jurassic and Upper Cretaceous marine and nonmarine sandstones, Bow Valley // The Mesozoic of middle north America. Field Trip Guidebook No 7. May 8-13, 1983. The Canadian Society of Petroleum Geologists, Calgary, Alberta.
9. Gibson D. W. Stratigraphy, sedimentology and depositional environments of the coal-bearing Jurassic-Cretaceous Kootenay group, Alberta and British Columbia // Geological Survey of Canada Bulletin. 1985. Vol. 357. 108 p.
10. Котов А. Б., Ковач В. П., Сальникова Е. Б. и др. Возраст и этапы формирования континентальной коры центральной части Алданской гранулистогнейсовой области: U-Pb и Sm-Nd изотопные данные по гранулам // Петрология. 1995. Т. 1, № 1. С. 97-108.
11. Jacobsen S. B., Wasserburg G. J. Sm-Nd evolution of chondrites and achondrites, II // Earth Planet. Sci.Lett. 1984. Vol. 67. P. 137-150.
12. Тейлор С. Р., МакЛеннан С. М. Континентальная кора, ее состав и эволюция / пер. с англ. М.: Мир, 1988. 379 с.
13. McLennan S. M., Hemming S., McDaniel D. K., Hanson G. Geochemical approach to sedimentation, provenance, and tectonics // Processes Controlling the Composition of Clastic Sediments / ed. by Johnson M. J., Basu A. Geological Society of America Special Paper. 1993. Vol. 284. P. 21-40.
14. McLennan S. M., Bock B., HemmingS. R. et al. The role of provenance and sedimentary processes in geochemistry of sedimentary rocks // Geochemistry of Sediments and Sedimentary Rocks: Evolutionary Considerations to Mineral Deposit-Forming Environments / ed. by Lentz D. St. John's: Geol. Assoc. of Canada, 2003. P. 7-38.
15. Sun S. -S., Mс. Donough W. F. Chemical and isotopic systematizes of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the Ocean Basins / ed. by A. D. Saunders, M. J. Norry. Geol. Soc. London. Spec. Publ. 1989. Vol. 42. P. 313-346.
16. Интерпретация геохимических данных / под ред. Е. В. Скляров. М.: Интермет Инжиниринг, 2001. 288 с.
17. Condie K. C. Chemical composition and evolution of the upper continental crust: Contrasting results from surface samples and shales // Chemical Geology. 1993. Vol. 104. P. 1-37.
18. Frost C. D., Winston D. Nd-isotope systematics of coarse and fine-grained sediments: Examples from the Middle Proterozoic Belt-Purcell Supergroup // J. of Geol. 1987. Vol. 95, N 3. P. 309-327.
19. Burwash R. A., Cavell P. A., Burwash E. J. Source terranes for Proterozoic sedimentary rocks in southern British Columbia: Nd isotopic and petrographic evidence // Canad. J. Earth Sci. 1988. Vol. 25, N 6. P. 824-832.
20. Garzione C. N. et al. Provenance of Paleozoic sedimentary rocks in the Canadian Cordilleran miogeocline: a Nd isotopic study// Can. J. Earth Sci. 1997. Vol. 34. P. 1603-1618.
21. Ross G. M., Gehrels G. E., Patchett P. J. Provenance of Triassic strata in the Cordilleran miogeocline, western Canada // Bulletin of Canadian Petroleum Geology. 1997. Vol. 45, N 4. P. 461-473.
22. Boghossian N. D., Patchett P. J., Ross G. M., Gehrels G. E. Nd isotopes and the source of sediments in the miogeocline of the Canadian Cordillera // J. of Geol. 1996. Vol. 104, N 3. P. 259-277.
23. Stevenson R. K. et al. Geochemical and Nd isotopic evidence for sedimentary-source changes in the Devonian miogeocline of the southern Canadian Cordillera // GSA Bulletin. 2000. Vol. 112, N 4. P. 531-539.
24. Petersen N. T., Smith P. L. et al. Provenance of Jurassic sedimentary rocks of south-central Quesnel-lia, British Columbia: implications for paleogeography // Can. J. Earth Sci. 2004. Vol. 41. P. 103-125.
Статья поступила в редакцию 23 марта 2012 г.
