
Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)
.pdfменивших многовидовую ассоциацию. Выделение подзон позволяет значительно детализировать зональные шкалы, делать их более дроб ными, что само по себе очень важно. Кроме того начало подзоны мо жет совпадать с определенным моментом в развитии биоты, который отвечал какому-либо региональному или глобальному событию, свя занному, например, с трансгрессивно-регрессивными циклами или бескислородными обстановками.
Безусловно, звенья родственных линий быстроразвивающихся групп организмов — идеальное средство детальной стратиграфии. В частности, для юрской и раннемеловой истории мезозойской эры такие линии прослежены в группе аммонитов. Для позднего мела аммониты уже нельзя считать столь универсальной группой, и выбор зональных форм определяется их последовательностью в соответствующих стра тиграфических интервалах верхнего мела на всем пространстве опре деленной палеобиогеографической области. Для области Тетис на про тяжении большей части позднемеловой эпохи такой группой остава лись аммониты, для ЕПО в туроне, коньяке и раннем сантоне на смену аммонитам приходят иноцерамы, в позднем сантоне, кампане и Мааст рихте дробное расчленение наиболее логично проводить по филогене тическим изменениям в группе белемнитов. Белемнитовые и иноцерамовые зоны и подзоны выделяются по видам и подвидам, составляю щим филогенетические линии.
Для позднепалеозойских и мезо-кайнозойских отложений боль шую роль в зональном расчленении начинают играть разного рода микрофоссилии. Для позднего палеозоя это бентосные фораминиферы, для юры и мела — это также бентосные и в значительной мере планк тонные фораминиферы, для определенных интервалов интересные данные получены по остракодам. Для палеогена это нуммулиты, планктонные фораминиферы, нанопланктон, динофлагеллаты, силикофлагеллаты, диатомеи. Примером достаточно дробной стратиграфи ческой схемы, охватывающей практически все пространство Европей ской палеобиогеографической области (ЕПО), можно считать зональ ную схему по бентосным фораминиферам для кампан-маастрихтского интервала [Beniamovskii, Kopaevich, 1998] (табл. 1, см. прил.)’. В осно ву этой схемы положены детальные биостратиграфические схемы для двух регионов; Мангышлак-Прикаспийского и Западно-Германского [Найдин и др., 1984; Schoenfeld & Burnett, 1991]. Эта схема содержит 13 зон, которые названы по характерным для каждого из двух регионов индекс-видам. Многие из этих зон и подзон прослеживаются и в дру гих частях ЕПО: в Ульяновском Поволжье [Беньямовский и др., 1988], в Днепрово-Донецкой впадине [Липник и Люльева, 1981], в Белорус сии и Литве [Акимец и др., 1991], в Крыму, Польше и юго-западной
86
Англии [Alekseev & Kopaevich, 1997; Gawor-Biedowa, 1992; Bailey et al., 1983]. Для биостратиграфической схемы использованы филогене тические линии важных в стратиграфическом отношении видов фораминифер.
Последние десятилетия были отмечены многими знаменательными успехами стратиграфии. Среди наиболее важных следует назвать по явления событийной стратиграфии, которая позволяет коррелировать геологические события в глобальном или субглобальном масштабе. Фиксация определенного события или событий всегда имела место при разработке стратиграфических схем, но только в последние годы выявление сигналов, т. е. максимально кратковременных явлений прошлого, позволила усилить событийное направление в стратигра фии. Сочетание различных методов реконструкции событий геологи ческого прошлого, попытки причинного объяснения их, придает стра тиграфическим выводам более высокую степень достоверности и точ ности, позволяет создать жесткую систему временных реперов, кото рые могут служить надежным каркасом общей стратиграфической шкалы. Особо важную роль здесь приобретают биособытия, поскольку именно они чаще всего находят свое отражение в зональных страти графических шкалах. Именно на этой основе — событийной или био событийной — выделяются так называемые инфразональные катего рии, которые соответствуют отдельным частям зон [Гладенков, 1993].
Существуют различные классификации биособытий. Одна из них была предложена О. Валлизером [Wallizer, 1983], который различает 4 типа событий. К первому типу он относит инновации, т. е. возникнове ние принципиально новых морфологических планов строения орга низмов. Ко второму — события радиации — взрывной рост таксоно мического и морфологического разнообразия какой-либо группы, от ражающий ее адаптивную радиацию в связи с освобождением многих экологических ниш (биотопов). Третий тип событий включает скоро течные расширения географического ареала какой-либо группы. Нако нец, в четвертый тип событий выделены вымирания, прежде всего МВ, которые могут быть либо ступенчатыми либо одновременными. Пер вый и последний типы биособытий наиболее просто выделяются и яв ляются прекрасными глобальными реперными уровнями зонального, ярусного и более высокого ранга. Эти уровни фиксируются не только в разных палеогеографических областях, но и в осадочных бассейнах разной тектонической природы. Детализация зональных шкал благо даря введению в нее некоторых событий в значительной степени дета лизирует ее (рис. 1.38).
Более развернутая классификация биособытий, которая нашла в последние годы широкое применение, дана Э. Кауффманом (1986). Она
87
Рис. 1.38. Ритмичное пере слаивание мергелей и извест няков (слева) и его представи тельность во времени.
/ — известняки, 2 — мергели. 3 — образования типа твердого дна, 4 — время накопления присутст вующих в разрезе отложений, 5 — временные гиатусы, соответствую щие поверхностям раздела между ритмами.
включает восемь типов событий: 1 — события прерывистой эволюции (скачкообразное появление новых таксонов видового ранга); 2 — попу ляционные взрывы; 3 — кратковременное увеличение продуктивности бассейна; 4 — иммиграция и эмиграция; 5 — экологические события
(резкие и существенные изменения структуры биосообществ); 6 — ре гиональная колонизация (заселение незанятых биотопов); 7 —массовая гибель (из-за действия абиотических факторов); 8 — массовые выми рания (исчезновение более 50 % таксонов в глобальном масштабе в от носительно короткое время). Любое из этих событий оставляет соот ветствующий след и используется при составлении стратиграфических шкал. Среди перечисленных восьми типов 7 и 8 соответствуют гло бальным катастрофическим событиям и сопровождающим их биоти ческим кризисам. Они обычно совпадают с границами систем (перио дов). События типов 3, 5 и 6 также являются глобальными и субгло бальными, они сопровождались малыми вымираниями и связаны с границами отделов или ярусов (веков). Типы 2 и 6 связаны с экспанси ей отдельных видов в условиях, когда большинство других таксонов не выдерживает изменений условий среды и представляют собой экозо ны.
Дробное деление, т. е. выделение и корреляция подзон и инфразональных уровней позволяет также отделить региональные подразделе ния от чисто местных, связанных с локальными колебаниями среды. В последнее время разработаны дробные зональные шкалы, особенно
88
для мезозоя и кайнозоя. Высокую степень детальности имеют многие палеозойские конодонтовые шкалы.
Таким образом ясно, что дробные зональные и инфразонапьные подразделения и уровни помогают в составлении календаря кратковре менных геологических событий, к разряду которых в первую очередь принадлежат катастрофические. Корреляционное значение инфразонапьного уровня или зоны не остается постоянным, а меняется с накоп лением данных и в зависимости от интерпретации. Уровень, подзона или зона, выделенные в качестве чисто локальной единицы, могут со временем оказаться планетарными. Поэтому резкое разграничение ме стных, региональных и глобальных шкал носит преходящий характер.
1.5.3. СЕДИМЕНТОЛОГИЧЕСКИЕ СОБЫТИЯ И МЕТОДЫ ИХ ИЗУЧЕНИЯ
Катастрофические события ярко проявляются в седиментогенезе. В седиментологической летописи они выражены в образовании уже упоминавшихся выше реперов. Определение стратиграфического соот ветствия реперов представляет собой один из наиболее распростра ненных методов событийной стратиграфии. Соответствующие друг другу реперы не обязательно однопородные или даже не обязательно сходные по тем или иным признакам слои. Каждый репер маркирует какое-то заметное, часто из ряда вон выходящее событие, воздействие которого на осадконакопление может меняться в зависимости от ло кальной обстановки. Стратиграфическое соответствие реперных гори зонтов означает соответствие одному и тому же событию [Красилов и др., 1985]. Локальное событие порождает реперы местного значения, глобальное — оставляет след в геологической летописи всей планеты. Среди важнейших реперов можно отметить следующие:
—перерывы в стратиграфических разрезах;
—«черные или битуминозные сланцы», прослои в породах, обога щенные органическим веществом;
—прослои бентонитов и туфов;
—тектиты;
—катастрофиты.
Перерывы в стратиграфических разрезах изучаются со времени возникновения стратиграфии и их роль давно известна. Особое место всегда отводилось перерывам крупного масштаба — типа углового не согласия, длительно формирующимся в субаэральных условиях, эро зионным поверхностям и т. д. В то же время перерывам менее явным, синседиментационным отводилось меньше внимания, и степень изу ченности их гораздо хуже. Однако роль их в стратиграфии и палеогео графии необычайно велика. Так, изучение перерывов типа твердого дна (hard ground) показало возможность, использования их для регио
89
нальных, а в ряде случаев межрегиональных корреляций. В последнем случае причину формирования такого типа перерывов можно связы вать с событиями глобального, возможно катастрофического плана. Интересно, что в ряде случаев именно небольшие по своему страти графическому гиатусу перерывы могут соответствовать глобальному катастрофическому событию, как в случае границы мел/папеоген.
Перерывы разного рода особенно хорошо иллюстрируются мето дами сейсмостратиграфии. Современные высокочувствительные мето ды позволяют фиксировать множество местных и региональных пере рывов, дальнейшее прослеживание которых при сравнении сейсмоло гических данных дает возможность выделения гиатусов межконтинен тального характера, которые связаны с эвстатическими циклами [Vail et al., 1977; Haq et al., 1987; Шлезингер, 1998].
При проведении геологической съемки в районах широкого разви тия карбонатных толщ иногда возникают затруднения в связи с часто происходящими быстрыми и значительными изменениями их мощно стей. Мощности как будто бы номинально полных разрезов, сложен ных писчим мелом, известняками и мергелями, могут сильно изме няться на небольшом расстоянии. Для объяснения этого феномена да леко не всегда следует привлекать различия в структурном положении разрезов, в первую очередь они могут быть связаны с перерывами типа твердого дна. Подавляющая часть ТД образовалась при кратковремен ном прекращении или замедлении темпа осадконакопления. Так как подобных коротких эпизодов может быть много, то в сумме происхо дит существенное сокращение мощности. В результате присутствую щие в разрезе отложения далеко не полностью соответствуют времени формирования всего разреза (рис. 1.39, см. прил.). Именно такой меха низм приводит к образованию близкорасположенных на площади номинативно полных разрезов, но значительно отличающихся друг от друга порядком мощностей (рис. 1.40). Совершенно новое направле ние в изучении перерывов типа ТД связано с исследованием возмож ности аккумуляции в них повышенных концентраций некоторых эле ментов, таких как железо, марганец, кремнезем, стронций и фосфор.
Интересный материал поставляют прослои, насыщенные органи ческим веществом, типа так называемых черных сланцев. Своеобразие геохимии этих пород, связь с ними ряда крупнейших месторождений и дискуссионность их генезиса отражены в многочисленных публикаци ях. Черные сланцы — это водно-осадочные горные породы, пелитоморфные и сланцеватые, обогащенные сингенетическим органическим веществом преимущественно аквагенного и отчасти терригенного ти пов. Обычно в них почти полностью отсутствуют следы и остатки роющих организмов. Как правило, слои такого рода чередуются с нес-
90
А |
Б |
Рис. 1.39. Изменение мощностей и полноты разрезов карбонатных от ложений в результате развития скрытых перерывов и образования твер дого дна.
Z, У, X — стратиграфические подразделения, номинативно представленные в разре зах А и Б.
1 — образования типа твердого дна, 2 — поверхности ненакопления, скрытые пе рерывы.
колько более толстыми глинистыми прослойками, образуя с ними рит мичные пары со средней мощностью 20-30 мм. Для них обычна тон кодисперсная примесь диагенетического пирита, а содержание терригенной песчано-алевритовой составляющей колеблется от низкого до умеренного. Слои такого рода встречены на различных уровнях в осадочных толщах, начиная с позднего докембрия и в фанерозое. Сюда можно отнести слои с повышенной концентрацией органического ве щества в отложениях верхнего венда Русской плиты (так называемый вендский доманик), доманикоидные фации франских отложений Рус ской плиты, апт-альбские отложения Атлантики, Западного и Восточ ного Пери-Тетиса. Практически глобальным распространением поль зуются прослои черных сланцев с повышенным содержанием битум ного вещества в пограничных отложениях сеноманского и туронского ярусов [Hilbrecht, Hoefs, 1986; Jarvis et al., 1988; Kuhnt et al., 1986; Веймарн и др., 1998]. Большинству седиментологических событий та кого типа отвечают и биотические события типа малых вымираний. Таким образом, их также можно классифицировать, как сигналы гло бальных катастрофических событий.
Пепловые или бентонитовые прослои являются прекрасными стратиграфическими маркерами и широко используются в региональ ном, а некоторые в межрегиональном масштабе. Особую ценность они
91
приобретают в тех случаях, когда имеют специфические черты и яв ляются следствием глобального события. Поэтому совершенно особая роль принадлежит пепловым и туфовым прослоям, явившимся следст вием крупного извержения, охватившего большие территории. Они от вечают мгновенным в геологическом смысле событиям и служат при мером «эпизодической» седиментации. Ее примером может служить гомогенит — прослой, распространенный в Восточном Средиземно морье, мощностью в несколько метров, с гомогенной структурой, без следов биотурбации [Красилов и др., 1985, стр. 69]. Он обязан своим происхождением мощному извержению вулкана Санторин около 3 500 лет тому назад. К этому же типу реперов относятся унифиты — гомогенные алевропелиты мощностью около 1 м, распространенные на площади до 400 км".
К числу «мгновенных» относятся также реперы, связанные с паде нием космических тел. Они выделяются как тектитовые горизонты, которые образуются как выбросы из метеоритных кратеров. Обшир ные тектитовые поля описаны на геохронологических уровнях 35, 14 и 0.7 млн лет. Поле тектитов с возрастом 0.7 млн лет протягивается на огромные расстояния от Тасмании через Австралию и Зондские остро ва к Южному Китаю, Тайланду и Филиппинам. В Индийском и Тихом океанах они вскрыты скважинами, удаленными друг от друга на десят ки тысяч километров [Красилов и др., 1985, с. 71].
Среди многообразия генетических типов В. Т. Фролов [1993] объе диняет подобные отложения в катастрофиты, или катастрофиче ские отложения. Сюда можно включить следующие типы пород.
Гравитационная группа коллювиальных (склоновых) отложений четко реагирует на динамические процессы, происходящие на поверх ности Земли. Обрушение склонов как на суше, так и под водой всегда катастрофично. Причем спусковым механизмом при их образовании всегда служат землетрясения.
К катастрофитам следует причислить и темпеститы, или штормо вые прослои, которые представляют собой результаты проявления мощ ных ураганов, сильных волн, цунами и др., имеющих в целом также ка тастрофическую природу. В большинстве случаев это одиночные циклиты толщиной от 10 до 100 см с градационной слоистостью, напоми нающей турбидиты. Взмученный штормом осадок отлагается последо вательно — крупные частицы раньше мелких, часто лавинно, что обес печивает неустойчивое вертикальное положение раковин, седиментов и других удлиненных компонентов. Обычно они относительно глубоко водны (до 200-300 м) и так же как и турбидиты могут быть дистальны ми и проксимальными. Темпеститы хорошо выделяются в разрезах, прослеживаются часто на значительных расстояниях и являются одним
92
из показателей резкого нарушения нормального хода осадконакопления. Пример такого реперного горизонта темпеститов — прослой на границе мела и палеогена, прослеживающийся в некоторых местонахождениях [Officier, 1995]. Причину его формирования исследователи видят в мощ ном катастрофическом цунами, возникшем вследствие импактного со бытия. Штормы являются также мощным тафономическим фактором. Фрагменты донных сообществ могут быть погребены в прижизненном положении, в то же время в дальнейшем раковинный материал может неоднократно переотлагаться, образуя темпеститовые ракушечники, в которых смешан материал из разных экологических зон. При многочис ленных повторных переотложениях раковины разрушаются, образуя так называемые костные слои. Столь же глубокий след оставляют штормы в истории континентального осадконакопления.
В последние годы стали обращать внимание на другие катастрофиты, как то: инундиты (отложения сильных наводнений), тайдалиты (отложения высоких приливов), сейсмиты и т. д. К инундитам отно сятся и потоповые отложения, связанные с прорывом ледяных плотин или завальных озер, с крупными наводнениями на суше и гигантскими разливами рек, создающих озера-моря и оставляющих большой след в отложениях.
1.5.4. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ СОБЫТИЯ И МЕТОДЫ ИХ ИЗУЧЕНИЯ
Глобальные катастрофические события в истории Земли сопрово ждались резкими изменениями химического состава атмосферы, гид росферы, возможной активизацией эндогенных процессов. Образо вавшиеся при этом геохимические аномалии могут быть выявлены при детальных стратиграфических исследованиях.
Детальность геохимической характеристики разрезов может быть самой различной в зависимости от целей проводимых работ и имею щихся у исследователей возможностей определения тех или иных групп элементов по той или иной методике. Однако чрезвычайно важ но всегда качество проведенного опробования разреза и представи тельность проб. Аномальные содержания элемента в каком-то интер вале разреза определяются на фоне его кларковых содержаний в поро де и региональных кларков.
Безусловно, чем большее количество элементов и с большей точ ностью будет определено, тем более надежную геологическую интер претацию геохимических аномалий можно ожидать. При этом надо иметь в виду, что наибольшую информацию можно получить при изу чении характера распределения не только отдельных элементов, но и групп элементов, например, таких как литофилы, халькофилы, сиде-
93
рофилы, элементы с различной степенью подвижности, гидролизаторы. Очень информативна группа редкоземельных элементов (РЗЭ). О характере обстановок осадконакопления часто свидетельствуют те или иные соотношения элементов.
Особое внимание следует обращать на геохимическое опробование отложений, непосредственно прилегающих к поверхности несогласия. При этом нередко решаются вопросы, связанные с образованием кор выветривания или выпадения специфических осадков на данную по верхность.
Изотопные исследования. Изучение изотопного состава серы в осадочных породах достаточно информативно. По мнению специально исследовавших этот вопрос В. А. Гриненко и Л. Н. Гриненко [1974], изотопный состав серы отражает условия осадконакопления: аэрацию придонной воды, скорость седиментации и интенсивность сульфатредукции. В практике геохимических работ определяется соотношение изотопов 34S и 32S в образцах по сравнению с этим соотношением в стандарте. Величина S34S (в &>) находится по формуле: 534S (&>) = = 1000 (R06p/RcT-l)> гДе R06P = 34S /32S в образце, a RCT= 34S /32S в стан дарте. За стандарт принято соотношение изотопов в сере троилитной фазы метеорита Каньон Дьяболо.
Поскольку глобальные катастрофические события нередко приво дят к возникновению явлений аноксии, можно рекомендовать изучение характеристик аноксии с помощью определения 834S в сингенетичных фрамбоидных пиритах, обычно присутствующих в темноцветных по родах так называемых черных сланцев.
Метод независимого контроля процессов эвстазии предложен Е. Спунером [Spooner, 1976], который использует анализ соотношений изотопов стронция. Скорее всего главным фактором, контролирую щим отношение изотопов стронция 87Sr/86Sr во времени, являются ко лебания водного стока с континентов, вызванные изменениями площа ди суши. Это отношение в морской воде меньше, чем в воде, посту пающей с суши. Существует достаточно четкая корреляция между этим отношением и другими данными по эвстатическим колебаниям для оксфордского века и для всего кайнозоя [Хэллем, 1983].
Изотопный состав кислорода органогенных карбонатов контро лируется целым рядом факторов, из которых наиболее важны темпера тура и соленость воды. Используется соотношение изотопов кислорода |80 / 1бО. Повышение значения б180 может означать тенденцию к похо лоданию либо к повышению солености воды бассейна седиментации. При этом необходимо сделать несколько допущений: а) карбонат рако вины отлагался в изотопном равновесии с кислородом морской воды; б) постседиментационных изменений первичных изотопных соотно
94
шений не было; в) отсутствовал специфический для видов «жизнен ный» эффект; г) отсутствовал какой-либо эффект, вызванный измене нием в глубине обитания носителя раковины или в плотности морской воды. Изучение раковин планктонных фораминифер в осадке показа ло, что сезонные изменения изотопного состава кислорода показывают прямую зависимость от поверхностных температур с уменьшением значений б|80 в летние месяцы и увеличением в зимние.
Измеряемые изотопные величины зависят от изотопного состава морской воды, в которой формировался скелет (5Шв используемых уравнениях).
Температура осаждения кальцита может быть определена по сле дующему палеотемпературному уравнению, предложенному С. Эп штейном и др. [Epstein et al., 1953], или по его модификациям.
Невозможность определения точного значения 8Юдля геологиче ского прошлого ограничивает применимость метода. Поэтому в пер вую очередь он использовался для исследования позднего кайнозоя. В дальнейшем метод изучения колебания температур и в более древних отложениях применялся с большим успехом.
Изотопный состав углерода также несет важную геологическую информацию. В седиментологических исследованиях широко используется величина соотношения изотопов С и “С как в карбонатных породах (преимущественно известняках и доломитах), так и в органи ческом углероде. Это соотношение измеряется значением 813С, которое определяется по формуле: I3C = 1000 (Ro6p/SCT—1), где Ro6p= l3C /12C для образца, a RCT= 13С /12С стандарта PDB (за стандарт принято соот ношение изотопов в ростре белемнита формации Pee Dee мелового возраста (Южная Каролина, США)).
Отношение 13С/ 2С карбонатных скелетов пелагических организ мов отражает прежде всего изотопный состав суммарной углекислоты, растворенной в воде. В процессе фотосинтеза фитопланктон избира тельно поглощает преимущественно углекислоту с легким изотопом 12С. В результате вертикального переноса и последующего разложения остатков отмерших организмов на дне происходит высвобождение изо топнолегкой углекислоты. Таким образом, карбонаты скелетных остатков, обитавших в фотической зоне, обогащаются тяжелым изото пом 13С. Степень такого обогащения отражает интенсивность изъятия изотопнолегкой углекислоты в процессе фотосинтеза, т. е. интенсив ность продуцирования органического вещества [Найдин, Кияшко, 1989].
Многочисленные данные по карбонатным породам докембрия и палеозоя показывают, что 8 |3С карб оставалось примерно на одном уровне 0 + 3 %о[Галимов, 1968; Schidlowski et al., 1975]. Кроме того вы
95