ДРЕВНИЙ ОКЕАН

 

 

Соленость древних океанов

 

Из-за всех этих ограничений невозможно дать точные значения концентраций бора, соответствующих различной солености. Действительно, даже при анализе глубоководных осадков «представляется правильным использовать содержание в них бора только в качестве дополнения к другим индикаторам среды» ([829], стр. 474). Однако при одинаковых гранулометрическом составе, кристалличности и содержании К20 в нллите морские и пресноводные осадки могут отличаться по содержанию бора в два раза

 

Бор вместе с другими микроэлементами (особенно галлием и рубидием) был использован для того, чтобы отличить друг от фуг а морские и пресноводные отложения пенсильванского возраста |191]. С удалением от берега обычно параллельно увеличивается в осадках количество и глинистых минералов, и бора [772]. В этом случае содержание бора в глинистых сланцах можно использовать  <1Я определения близости береговой линии, но не солености как таковой.

 

2. Осадочно-фосфатный метод определения палеосолености основан ма увеличении отношения концентрации фосфата кальция к концентрации фосфата железа в осадках эстуариев по мере возрастания со- нсности ( 5-5). При увеличении солености с 0 до 4%и отношение молярных концентраций Са/(Са + Fe) в фосфатах возрастает в ишь раз. В почвах доминируют фосфат алюминия — варисцит А1Р04 х х 2НгО И фосфат железа — штренгит FePO^HjO, в то время как в океанских осадках абсолютно преобладает фосфат кальция — апатит. Нельсон [603] установил, что соленость связана с концентрацией фосфата кальция выражением

 

3. Для установления палеосоленостн были использованы как изотопы кислорода, так и изотопы углерода.

 

А. Дождевая вода примерно на легче по 180/1Л0, чем морская, 1ак как испаряются прежде всего легкие изотопы [261]. Поэтому если в каком-то регионе температура не менялась, то колебания 6'80 можно приписать изменениям солености. На  5-6 показана корреляция б180 с соленостью в одном из нидерландских эстуариев.

 

Этот способ определения палеосоленосги был использован для картирования вариаций солености в плиоценовой эстуариевой бухте Кеттлмен-Хиллс. Калифорния [207], и в плейстоцене восточного Средиземноморья [913].

 

Фракционирование изотопов кислорода при испарении отражается на значениях й"0 для морских и пресноводных известняков ( 5-7), диатомитов [189] и солоноватоводных раковин. Кроме тою, в приполярных областях вода, являющаяся основой выпадающих атмосферных осадков, сама когда-то испарилась в высоких широтах (и, таким образом, уже обеднена "О относительно средней океанской воды). В итоге атмосферные осадки приполярных областей обеднены "О до значений — 20 %<, или еще более низких [181].

 

Б. Иногда для определения палеосолености используют изотопы углерода. Поскольку в атмосфере содержится очень мало С02 (0,3 % от всего объема), то преобладающее количество растворенного С02 в пресной воде происходит из почвы и гумуса. Как показано в  5-3. эти источники обычно сильно обеднены 13С, что приводит к низким значениям 6,5С в озерах и реках. Соответственно <513С пресноводных карбонатов находятся в диапазоне от —5 до —15%0. 613С морских известняков, напротив, располагаются в диапазоне от —5 до + 5 %0 ( 5-8), поскольку карбонатные раковины морских организмов отражают изотопньгй состав морской воды. Вода неглубоких морей еше сильнее обогащена |3С, так как фитопланктон извлекает в основном более легкий изотоп (12С) и поскольку вода, испаряющаяся из океана, также обогащена более легким изотопом углерода.

 

Солоноватые воды отражают смешение пресных и морских вод, поэтому б13С в них колеблется от -10 до +1 %0 [705]. При пересечении Флоридского залива (шириной от 25 до 75 км) от рифа к берегу й1'С уменьшается на 3%„ [504]. По-видимому, более низкие значения 513С у побережья обусловлены привносом С02 из пресных вод и растительных остатков. Обычно привнес органических остатков с суши в морские осадки очень незначителен. Отношения 13С/12С и продукты окисления лигнина в Мексиканском заливе указывают на то, что доля терригенного органического вещества составляла на шельфе в целом менее 50 %, а в осадках внешнего шельфа — менее 10% [378]. Значения О'ЧГ для пресноводных осадков и угля очень близки (сг — 10%о). Морские шельфовые и глубоководные осадки также почти идентичны в этом смысле (а- +2а/аа).

 

Степень участия терригенного органического вещества в составе морских осадков можно определить и по стабильным изотопам азота [643]. В морском органическом веществе 6"N = + 7 -г- 10а в терригенном — 0%о. Значения 51SN для 55 образцов прибрежных морских осадков северо-восточной части Тихого океана указывают на совершенно незначительный привнос терригенного органического вещества в осадки.

 

 

4. Использование микроэлементов в качестве индикаторов палеосо- лености основано на том, что концентрации многих микроэлементов гораздо выше в морской воде, чем в пресной ( 5-4). Это соответственно отражается и на составе осадков. Было бы идеально иметь химически инертный трассер, содержание которого варьировало бы только в соответствии с полной соленостью, как предсказывает закон Форчхаммера. Например, Брёкер [98] предположил, что содержа- г-ие U в кораллах де зависит от драгенет ических процессов, и. таким образом, отношение U к Са и другим элементам можно использовать для определечия палеосолености.

 

Основная проблема в использовании микроэлементов состоит в сильной вариабельности их концентраций по площади, что зависит как от историко-j еологических факторов поставки элементов из источников питания, так и от гранулометрии, химического состава и таагенгтическгй истории вмещающего осадка Эту чариабельность можно показать, если рассмотреть фирмы миграции микроэлементов в рекал Элементы могут переноситься в составе крис галличесиих гвердьгч част иц (Си, Fe. Со, Ni, Сг и M.i), в адсороированнпм виде (Fe, Ni, Со и Мп), в металлорганических комплексах (Мп), в opi аничьской ьзвеси (Ni. Со и Сг) и в растворе [321]. Существуют большие колебания концентрации металлов в разчичных реках (рис 5-9). Конечное осаждение микроэлементов может, в свою очередт, зависеть от такой характеристики, как степень турбулентности среды, и, таким оЗризом. от размера частиц, которые оседаю г в области осадко- накопленчя, а также от количества имеющегося в наличии органического углерода, действующего в качестве осадптеля [ЯЗб].

 

С учетом этих ограничений можно разделить гигантское количество работ по микро- и рассеянным элементам на две группы.

 

5 Другие химические и геологические критерии определения палеосолености включают в себя использование: а) иоровых растворен и пористости, б) сидерита; в) отношений C/N; г) карбонатного цемента: д) седиментологических критериев

А. Поровыс (иловые) воды морских осадков характеризуются в начальной стадии тем же ионным составом, что и вышезалегаю- щая морская вода, однако этот состав сохраняется только в пелагических глина;, и медленно накаптиьаюшихся в биогенных осадках. Пробы поровых воц в наиболее древних породах чают представление о сое i две древней морской воды, измененном последующим диагенезом В карбонатных и карбонагно-кремнистых осадках, накапливавшихся со скоростью несколько сантиметров в тысячу тет. заметны диагенетические ффькты. Исчезновсниь Mg (и реже К) в иловых водах компенсируется возрастанием содержания Са и Sr, а восстановлению сульфатов бактериями соответствует увеличение бикарбонатной щелочности [5Я4]. Ca-Mg-карбонат, формирующийся в иловьгх во. гах, «наиболее часто пр^у ставлен доломитом» [717]

 

В осаакач вплоть до потднемеловиго во фаста [127]. принесенных издалека на континентальную окраину, происходят незначительные изменения в составе иловых вод. Вдоль континентальной окраины Северной Америки, от Нью-Йорка до Фториды, массы пресной воды, пост упающей с континентов, особенно в i гериоды понижения уровня моря, когда во?рас.ает ги гравли'.еский напор, заметно рас- преедяют иловые воды в верхнем километре морских осадков [532]. В иловых водах морских осадков, перекрывающих соляные отложения, отмечается увеличение солености, главным образом за счет диффузии ионов из соли. В масштабе геологического времени миграция соли в процессе диффузии может охватить несколько километров глинистых отложений и влиять на состав содержащихся в них иловых вод. Из-за всех этих постседиментационных влияний, обусловленных историко-геологическими и палеогеографическими причинами, иловые воды для реконструкции палеосолености можно применять лишь иногда [530], а не постоянно [265].

 

Одним из методов определения палеосоленос ги в связи с анатизом поровых вод является исследование состава воды, которая должна быть в равновесии с комплексами катионов, адсорбированных глинистыми породами. Грамберг и Спиро ([341], стр. 515) отметили, что «диагенетические изменения состава адсорбированного комплекса относительно слабы по сравнению с довольно значительными изменениями состава быстрорастворимых солей». Этот метод по меньшей мере позволил отличить морские глинистые сланцы от неморских. Среди интригующих выводов, к которым пришли указанные авторы и которые требуют дальнейшего исследования, следует отметить вывод о том, что «было обнаружено наибольшее сходство между пермскими и современными морскими отложениями, в то время как триасовые морские отложения значительно отличаются от современных».

 

Дополнительная информация по первичному составу иловых вод может быть получена при изучении жидких включений в зернах кальцита. Содержание хлора в таких включениях из морских известняков примерно в 10 раз больше, чем из пресноводных [894].

 

Первичную пористость глинистых осадков можно определить, если экстраполировать кривые уплотнения отложений. После того как это было сделано и проведена нормализация по гранулометрическому составу, оказалось, что пористость морских пород значительно выше пористости пресноводных образований [384]. Вероятно, это обусловлено тем, что в морском электролитическом растворе образуется больше агрегатов частиц, и, следовательно, имеет место более случайная ориентировка зерен (и более высокая пористость), чем в более однородной среде при отсутствии электролитического раствора [555].

 

Б. Для формирования сидерита (Fe, Mg) COj необходимы: высокая концентрация железа по сравнению с кальцием (больше 5 % от концентрации кальция), нейтральные или щелочные условия (в кислой среде карбонаты растворяются), низкое содержать сульфатов (поскольку в противном случае будут формироваться сульфиды) и низкий Eh (за счет анаэробного бактериального разложения) [64]. Эта совокупность условий чаще соблюдается в пресноводных, чем в морских обстановках (хотя сидерит все-таки найден в глубоководных отложениях [60]). Сидерит встречается, главным образом, в угленосных отложениях болот, и даже казавшиеся морскими вметающие сидерит породы (например, эоцен Арканзаса [900]) часто ассоциируются с лигнитом. Следовательно, неглубоководный сидерит указывает на химический состав среды, который наиболее часто встречается в пресноводных условиях.

 

В. Первичное отношение C/N в морском взвешенном органическом веществе континентального шельфа находится в диапазоне от 4,3 до 7,1/1, что свидетельствует о доминировании морского планктона (в зоопланктоне % 5/1, в фитопланктоне ^ 6/1 [592]). Эти низкие значения отражают в основном состав протеинов (C/N ^ 3/1), а не липидов (C/N ~ 113/1) или углеводородов (C/N ~ 1000/1). В континентальных скоплениях растительного вещества C/N имеет гораздо более высокие значения (от 30 до 40/1), чем в морских осадках, отражая больший привнос континентального детритуса ([S0], стр. 48).

 

Г. Если химическая система была открытой, то можно использовать минералогию и морфологию карбонатного цемента для реконструкции пресноводных, солоноватоводных или нормальных морских условий. Морские отложения характеризуются цементом, состоящим из араюнита или высокомагнезиального кальцита (см. стр. 53); кристаллы обладают псевдогексагональной (игольчатой) формой. Однако за несколько десятков миллионов лет арагонит обычно пере- кристаллизовывается, и если нельзя идентифицировать первичную структуру или определить высокое содержание Sr, то сигнал о происхождении теряется. Для пресноводных отложений типичны ромбы низкостронциевого и низкомагнезиального кальцита. В природе существует много промежуточных типов цемента, указывающих на то. что цементация в условиях смешения вод различной солености является обычным процессом [290, 7, 24].

 

Д. Различные седиментологические критерии предполагают близкие к испарению условия и взятые вместе указывают на соленость выше нормальной. Эти критерии включают присутствие брекчий обрушения (которые могут указывать на эвапоритовые растворы) и тонковолокнистого кварца, у которого кристаллографическая ось с параллельна длинной стороне волокон — так называемый халцедон с положительным удлинением. Этот кварц может образоваться путем замещения или осаждения из раствора, обогащенного сульфатами или с высоким рН. Такие растворы встречаются по соседству с эвапоритами ([293]. где цитированы более ранние работы).

 

6. Ископаемые растения и животные представляют собой наиболее легко определяемый и решающий признак морских или пресноводных условий. Например, переход от известняков с типичной морской фауной к подутольной глине, содержащей корни растений наземных видов, и далее к углю является решающим свидетельством изменившейся солености. Кроме того, у многих групп морских растений и животных отсутствуют механизмы контроля внутреннего ионного состава в условиях очень низкой солености, поэтому их жизненный цикл ограничен нормальными морскими условиями. В состав этих групп входят брахиоподы, иглокожие, полухордовые и известковые мшанки. Таксоны, имеющие важное значение для типа, к которому они относятся, например головоногие среди моллюсков, могут не обладать способностью к регулированию ионных концентраций в клетках при очень низкой солености. Среди фораминифер агглютинированные формы преобладают в районах с низкой соленостью, гиалиновые карбонатные формы — в районах с промежуточной соленостью и фарфоровидные — там. где соленость наибольшая [595]. На уровне семейства, рода или вида лишь очень немногие таксоны выдерживают широкий диапазон солености. Следовательно, разнообразие фауны уменьшается при резких градиентах солености Однако та немногочисленная по видовому составу фауна, которая может жить в таких условиях, нередко существует в гигантском количестве, так что общая биомасса может и не слишком измениться, хотя (как это часто наблюдается) размер особей уменьшается с увеличением солености ([6], стр. 639—640).

 

Вследствие широтного изменения солености, обусловленного систематическими колебаниями в количестве выпадающих и испаряющихся осадков, виды, обитающие в открытом океане, формируют «комплексы солености» примерно таким же образом, как и «температурные комплексы» (стр. 140). Используя методы многомерной статистики, можно откалибровать фаунистические комплексы для того, чтобы измерять соленость примерно так же, как и температуру [411], с точностью несколько частей на тысячу.

 

 

К содержанию книги: Шопф: "ПАЛЕООКЕАНОЛОГИЯ"

 

Смотрите также:

 

Что такое мировой океан  Мировой океан  объем гидросферы Земли  гидросфера Земли. Откуда взялась вода