Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

дании, однако маастрихтские и датские их комплексы существенно различны [Найдин и др., 1990а] (рис. 1.50, 1.51).

Рис. 1.50. Распределение остатков макрофауны в раз­ резе Кошак (Найдин и др., 1990].

I — маастрихтский мел, 2 — известняки Дания, 3 — поверхно­ сти ТД, 4 — глинистые прослои.

Н -тй I 12 К гН з ЕЕ5И

116

Комплексы планктонных фораминифер и известковистого нано­ планктона претерпевают на рубеже М/Д весьма радикальные измене­ ния [Найдин и др., 1990]. Отмечается их общее обеднение в нижних горизонтах дания по сравнению с подстилающими и покрывающими отложениями (рис. 1.52, 1.53). В то же время обеднение комплекса планктонных фораминифер (ПФ) в маастрихтских приграничных сло­ ях происходит постепенно. Последний уровень, содержащий богатый комплекс ПФ, прослеживается в 3 м ниже «глин» в разрезе Кызылсай и в 4.5 м ниже в разрезе Кошак. В последующих образцах остаются редкие представители мелких, так называемых космополитных таксо­ нов, имеющих широкий стратиграфический диапазон и обширный географический ареал и сравнительно легко переживающих любые стрессовые ситуации. Распределение остатков кокколитофорид позво­ ляет установить следующую последовательность: обильный мааст­ рихтский комплекс, резкое обеднение в глинах и одновременное еди­ ничное появление датских форм; бедный комплекс нижних горизонтов

Рис. 1.52. Распределение планктонных фораминифер и нанофоссилий

вразрезе Кошак [Найдин и др., 1990].

1— известняки, 2 — мел, 3 — глинистый прослой, 4 — поверхности ТД. Р1а — апланктонная зона, PI6, Pie, NP1-4 — стандартные зоны по 1 и II.

117

а

я

О

4 4 4

Рис. 1.53. Распределение планктонных фораминифер и нанофоссилий в разрезе Кызылсай [Найдин и др., 1990].

дания, состоящий из космополитных меловых видов с единичными датскими элементами и затем типично датско-палеоценовые виды [Найдин и др., 19906]. По материалам из других регионов в начале Д а ­ ния видовое разнообразие известкового нанопланктона может сохра­ няться, но при этом резко сокращается численность кокколитов. Мело­ вые кокколиты в основании дания являются действительно пережив­ шими, а не переотложенными формами. Это подтверждается изотоп­ ными сигналами значений б180 и 513С кальцита раковин одного и того же вида из Маастрихта и дания. Они резко различны [Hallam, PerchNielsen, 1990].

118

«Пограничные глины», а также нижние 1.5 м известняков дания в разрезе Кызылсай и 2.5 м грубого мела и известняков кошакского раз­ реза практически не содержат планктонных фораминифер (рис. 1.52, 1.53).

В целом в распределении ПФ и бентосных фораминифер (БФ) во многих регионах мира, а также остракод и нанофоссилий имеется одна общая особенность — таксономическое обеднение нижних горизонтов дания в сравнении с подстилающими и покрывающими отложениями. Изменения эти происходят не столь резко, как это представлялось ра­ нее; датские примитивные формы появляются еще в Маастрихте, от­ дельные виды ПФ и кокколитофорид пересекают пограничный рубеж. Еще более «спокойно» ведут себя и многие бентосные фораминиферы. Высказано предположение, что «апланктонная» зона начала дания от­ ражает интервал времени, когда была весьма значительно снижена продуктивность пелагиали и морская биота еще не оправилась после потрясений, вызванных ее массовой гибелью. По К. Сю [Hsu, 1986], это стадия почти безжизненного strangelove (чуждого любви) океана. Ориентировочно длительность интервала особенно низкой продуктив­ ности оценивается от 80-88 до 117-147 тыс. лет [Найдин и др., 1990]. Датские известняки Мангышлака, как и в разрезах Дании и Швеции, отличаются более высокой магнезиальностью по сравнению с мааст­ рихтским мелом. Это отражает уменьшение от Маастрихта к данию ро­ ли участия в карбонатонакоплении низкомагнезиальных скелетных элементов кокколитофорид, что, вероятно, было связано со снижением общей продуктивности пелагиали [Найдин и др., 1986].

Как и в других регионах мира, на Мангышлаке «пограничные гли­ ны» располагаются в пределах интервала обратной магнитной поляр­ ности 29R. Мощность отложений, охваченных этим интервалом в раз­ резе Кызылсай, всего лишь несколько десятков сантиметров [Найдин, 1986]. Между тем в разрезах других регионов мощность интервала из­ меряется метрами. Так, в опорном магнитостратиграфическом разрезе Губбио (Северная Италия) граница М/Д располагается в верхней части пачки мощностью 5 м, отвечающей магнитной зоне обратной полярно­ сти. На Мангышлаке за счет наличия горизонтов «твердого дна» про­ исходит сокращение мощности, но не номинативной полноты карбо­ натного разреза М/Д.

Геохимия пограничных отложений. Изотопия углерода и ки­ слорода. Важная роль в интерпретации физико-географических усло­ вий времени перехода от Маастрихта к данию принадлежит изотопным данным. По разрезам Кошак и Кызылсай установлен общий негатив­ ный сдвиг 5|3С от маастрихтских средних значений + 2.3-2.4 %о к средним значениям + 1.4 %о для дания. Причем сдвиг происходит не на

119

палеонтологически доказанной границе М/Д, т. е. в «пограничных гли­ нах», а в 0.6-0.7 м выше них [Найдин, Копаевич, 1988]. Таким обра­ зом, по мангышлакским эпиконтинентальным карбонатам подтвержда­ ется установленное во многих регионах мира закономерное «облегче­ ние» изотопного состава углерода от Маастрихта к данию, что истолко­ вывается как уменьшение продуктивности пелагиали в дании. Изотоп­ ный состав кислорода датских известняков сдвинут в негативную сто­ рону по сравнению с маастрихтскими значениями 5180: от 2.0 к 2.7- 2.8 %о, что можно трактовать как потепление в датское время примерно на 3°С. Сдвиг значений 5|80, как и для 813С, происходит несколько выше «пограничных глин» (рис. 1.54, 1.55).

Рис. 1.54. Изотопный состав кислорода и углерода С аС 03 маастрихт­ ского мела, датских известняков и прослоя глин в разрезе Кызылсай [Найдин, Копаевич, 1988|.

1 — мел, 2 — известняки, 3 — пробы из глин.

В обоих разрезах 5|80 «пограничных глин» сдвинута в позитивную сторону относительно как маастрихтских, так и датских значений. Ориентировочно рассчитано, что поверхностная температура воды мангышлакского моря во время накопления «пограничных глин» была примерно на 4 °С ниже маастрихтских температур. Возможное еще од­ но снижение температуры отражает пик наиболее положительных зна­ чений 6180, регистрируемый в разрезе Кошак в расщепляющемся про­ слое «глин» в 0.6-0.7 м выше границы М/Д. А. Саркар и др. [Sarcar et

120

81вО 513с

8

7

6

5

4

3

2

1

О

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

1Г

12

13

14.

15

16

17

18

а2 f

Эи 8 С в отложениях пограничных между Маастрихтом и (ошак [Найдин, Копаевич, 1988].

грубый мел и известняки, 3 — известняки, 4 — прослои глин, 5 — [ морских ежей.

121

al., 1992] для «пограничных глин» разреза Кошак реконструируют на­ ступление очень быстрого (1 000 лет) похолодания.

В «пограничных глинах» кызылсайского разреза значения 813С сдвинуты в положительную сторону весьма незначительно по сравне­ нию с маастрихтскими цифрами и несколько более заметно сравни­ тельно с датскими цифрами 813С [Найдин и др., 1986].

В разрезе Кошак, как было указано выше, изотопный состав угле­ рода «пограничных глин» не отличается от значений 813С, полученных по пробам, отобранным непосредственно как ниже, так и выше. Какиелибо изменения продуктивности пелагиали по значениям 813С не мо­ гут быть предположены. А. Саркар и др. [Sarcar et al., 1992] по разрезу Кошак также регистрируют весьма плавное изменение содержания 8|3С в зоне перехода от Маастрихта к данию, что свидетельствует о весьма постепенном изменении продуктивности. Содержание Сорг в пограничных «глинах» и в прослое «глин» в 0.6 м выше очень невели­ ко: 0.07-0.14 %о, что лишь незначительно выше фона для чистых карбонатов. Таким образом, по Сорг и 8|3С в разрезе Кошак на рубеже М/Д «скачок» в продуктивности не регистрируется.

Приведенные сравнительные данные показывают, что для перехода М/Д значения 8|80 на Мангышлаке изменяются более контрастно по сравнению с 8|3С. Заметим также, что приведенные выше ориентиро­ вочные значения температуры для рубежа М/Д не выходят за пределы колебаний температур во время накопления толщ из чередующихся слоев мел (известняк)/мергель. Каких-либо резких температурных скачков не было.

В статье Д. П. Найдина и С. И. Кияшко [1989] приведен краткий обзор изотопных определений на границе М/Д в различных регионах мира. Отмечена противоречивость результатов, опубликованных раз­ личными авторами: регистрируется то «утяжеление», то «облегчение» значений 8180 и соответственно делается вывод то о похолодании, то о потеплении непосредственно на рубеже М/Д. Точно так же и цифры 8|3С для границы М/Д предлагаются различные, которые можно трак­ товать то как уменьшение, то как повышение продуктивности пелагиа­ ли. В статье приведена оценка опубликованных изотопных материалов и рассмотрены причины их неопределенности.

Пересмотр опубликованных данных (включая новые, не охвачен­ ные упомянутым обзором) показал, что пики значений 813С и 8lsO точ­ но на границе М/Д в значительной степени являются артефактом, воз­ никающим вследствие генерализации изотопных цифр при их графи­ ческой подаче. Так, в работе Д. Моунта и его соавторов [Mount et al., 1986] на графике, где мощность дана в масштабе 1 :2 000 (т. е. в 1 см

122

20 м), резкие негативные пики 813С и 818С показаны точно на границе М/Д. Однако из текста следует, что пики негативных значений для ки­ слорода располагаются в 15 см, а для углерода в 8 см выше границы М/Д. Причем каждый из этих пиков состоит из нескольких меняющих­ ся значений.

Резкий негативный сдвиг значений 813С, определенных по тонкой карбонатной фракции осадка на поднятии Шатского (северо-запад Ти­ хого океана), происходит очень близко к границе М/Д, но не на самой границе [Gerstel et al., 1986]. Это не слишком заметно на графике, на котором мощность дана в метрах (и поэтому можно говорить, что рез­ кий скачок происходит именно на границе), и очень четко видно на графике, данном в сантиметровом масштабе.

Колебания изотопного состава С и О, установленные в разрезах океанов, в целом происходили как до, так и после границы М/Д [Zachos et al., 1989].

Опубликованные цифры в своем большинстве реальны, а их весь­ ма значительная изменчивость скорее всего связана с общей неста­ бильностью физико-географических условий рубежа М/Д. Сам про­ слой «пограничных глин» в различных регионах выражен различно. Если на Мангышлаке его мощность 1-2 см, то в разрезе Гредеро (Ита­ лия) 10 см, а на Копет-Даге порядка 15 см. Не исключено, что объем «пограничных глин» различными исследователями понимается раз­ лично, что скорее всего отражает региональные условия формирова­ ния «глин». Таким образом, во время накопления «пограничных глин» обстановка их образования регионально не была одинаковой. Физикогеографические условия изменялись в пространстве не только во вре­ мя образования «пограничных глин», но как до, так и после их форми­ рования, что и регистрируется изотопными данными.

Экологическая модель собы тий рубежа м аастрихт/даний

Может быть набросан следующий эскиз сценария событий, проис­ ходивших на рубеже М/Д. В океанах и обширных эпиконтинентальных морях с турона и до Маастрихта установилась устойчивая и в общем равномерная планктоногенная седиментация. Действительно, отложения верхнего мела сложены преимущественно карбонатными скелетными элементами нанопланктона и в меньшей степени зоопланктона. Принос материала с суши в огромные пространства океанов и морей, удаленные от берегов, был ничтожен, так как в условиях теплого равномерного, не отличавшегося сезонной контрастностью климата позднего мела эрозия суши почти прекращалась. Начальная стадия формирования планктоно­ генных осадков связана с фотосинтезирующей деятельностью обитав-

123

ших в верхних освещенных слоях воды автотрофных растений. Под воз­ действием световой энергии (?) фитопланктон, потребляя С 02, продуци­ ровал органическое вещество. Первичная продуктивность осуществля­ лась как бесскелетными, так и скелетными формами.

Таким образом, скелетные элементы ряда представителей фито­ планктона принимали участие в формировании осадка. Особенно важ­ ны в процессах осадкообразования скелеты автотрофных организмов. В первую очередь должны быть упомянуты известковые кокколитовые и кремнистые диатомовые илы. Часть продукции пелагиали и, следо­ вательно, осадка создается скелетами представителей следующего звена пищевой цепи — гетеротрофными организмами: фораминиферами и радиоляриями (Si02).

Вусловиях теплого климата позднего мела в океанах и обширных эпиконтинентальных морях продуктивность пелагиали не была высо­ кой. Однако карбонатная продуктивность пелагиали была достаточной для накопления в конечном счете отложений, мощность которых изме­ ряется сотнями метров. Накопление извести обеспечивалось неисчер­ паемыми количествами содержащегося в воде Са++, а также С 02 вул­ канического происхождения. Действовал основной закон карбонатонакопления А. Б. Ронова [1980]: количество карбонатных осадков прямо пропорционально интенсивности вулканической деятельности и пло­ щади распространения внутриматериковых морей.

Вмаастрихтском веке продуктивность была максимальной для позднемеловой эпохи. Доказательство такого предположения видится прежде всего в том, что из всего верхнего мела маастрихтские отложе­ ния характеризуются наибольшей мощностью и наиболее высоким темпом их образования. Возросла продукция биомассы, что, по-види- мому, связано с некоторыми особенностями маастрихтской палеогео­ графии, выражавшимися в частых трансгрессиях, осложнявших об­ щую эвстатическую регрессию конца мезозоя, что можно связать с из­ менением циркуляции в океанах в результате их углубления [Найдин и др., 1986]. Д. Моунт и его соавторы [Mount et al., 1986] предполагают, что в океанах в позднем Маастрихте началась смена экваториальной системы циркуляции полярной.

Общие палеогеографические условия в Маастрихте были менее ус­ тойчивыми и равномерными, чем в предшествующие века позднего мела. В раннем Маастрихте происходило заметное похолодание вод эпиконтинентальных морей, тогда как в позднем Маастрихте по изо­ топным данным разреза Думая (Испания) намечается несколько фаз потепления.

Большинство исследователей, связывающих события рубежа М/Д с развитием пелагиали, объясняет возникновение биотического кризиса

124

на этом рубеже резким снижением биопродуктивности пелагиали. До­ пускается, что падение биопродуктивности вызвано исчерпанием пи­ тательных ресурсов океанов и морей в результате резкого снижения поступления биогенов с суши, рельеф которой к концу мезозоя был снивелирован.

Продуктивность от Маастрихта к данию действительно снизилась. Темп образования датских карбонатов ниже маастрихтского карбонатонакопления [Найдин и др., 1986] не только в эпиконтинентальных бассейнах, но и в океанах. Так, на поднятии Шатского (северо-запад Тихого океана) темп аккумуляции маастрихтских карбонатов был порядка 1 .0 - 1 .2 г/см' " / 1 0 0 0 лет), тогда как датских всего лишь 0.1-0.3 г/см_2/1 000 лет [Gerstel et al., 1986]. В дании уменьшилась фо­ тосинтезирующая активность фитопланктона и, как следствие, умень­ шилась общая продуктивность; фитопланктон не продуцировал в та­ ком же объеме, как в Маастрихте, известковый материал осадка.

Датские карбонаты более магнезиальны, что, очевидно, отражает сокращение участия в их сложении остатков наиболее важного проду­ цента планктоногенных карбонатов — известкового нанопланктона, так как значения 8 13С в дании негативно смещены относительно изо­ топного состава углерода карбонатов Маастрихта. В то же время весь­ ма возможно, что в конце Маастрихта на огромных акваториях возник­ ли условия, благоприятствовавшие развитию явления, близкого по своему характеру к так называемым красным приливам (рис. 1.56). Во время «красных приливов» развивается цветение (взрывное размноже­ ние) одного или немногих видов динофлагеллат, диатомей, синезеленых водорослей. Цветение охватывает преимущественно те облас­ ти океанов, где взрывообразно возрастает продуктивность пелагиали (например, зоны апвеллингов), что приводит к накоплению в воде про­ дуктов распада органики, развитию бактерий, возникновению дефици­ та кислорода и насыщению воды токсичными продуктами жизнедея­ тельности организмов, вызвавших явление. Эти организмы не обла­

дали скелетными элементами и поэтому не оставили следов в ка­ менной летописи. «Красные приливы» влекли за собой гибель мор­ ской биоты. Высказано предположение [Найдин, 1986] о том, что обра­ зование прослоев «глин» и в первую очередь «пограничных глин» мог­ ло быть вызвано массовыми вспышками продукции бесскелетных форм. Вспышки приводили к уменьшению образования биогенного СаСОз и происходили при кратковременных понижениях температуры поверхностных вод, на что указывают повышения значений б180 в прослоях «глин» (рис. 1.56).

Основное затруднение, которое возникает при попытках связать со­ бытия М/Д с жизнью пелагиали, актуалистического плана. По данным,

125