Хэллем Э. Интерпретация фаций и стратиграфическая последовательность

Подождите немного. Документ загружается.

i, ^BCTATK

ItI'KHF КОЛСБЛНИЯ УРОВНЯ МОРЯ

181

На любой блохе найдутся блошки,

Что блошиное кусают тело,

А на тех свои есть блошки-крошки,

И цепочке этой нет предела.

Справедливость этого по отношению к эветазии многие гео-

логи будут оспаривать, но где, спрашивается, тот предел, на

котором надо остановиться? На каком уровне он находится,

применяя терминологию Рамсботтома, на уровне системы, ме-

зотемы или цнклотемы? Ответ можно получить только на основе

детального регионального анализа фаций.

Вполне очевидно, что климат — это один из важнейших показа-

телей природных условий прошлого, но, поскольку он опреде-

ляется вариациями многих факторов: температур воздуха и

воды,

степени влажности и засушливости, силы и направления

ветров — нет гарантии того, что он достаточно точно отражается

в осадочных породах и содержащихся в них окаменелостях.

И действительно, для докайнозойского времени трудно полу-

чить количественную информацию о климате, и мы по большей

части должны довольствоваться широкими качественными обоб-

щениями со значительной долей неопределенности. Последняя

общая сводка по палеоклиматам принадлежит Фрейксу

[141].

КЛИМАТИЧЕСКИЕ ИНДИКАТОРЫ

Прежде чем перейти к обзору современных представлений

об изменениях климата в фаиерозое, необходимо определить

главные применяемые индикаторы.

Палеомагнетизм.

Определения палеоширот, полученные по

разнообразным осадочным и вулканическим породам, являются

исходными данными 'для построения географической основы

(особенно необходимой для докайнозойского времени), с по-

мощью которой изучается распределение важных в климатиче-

ском отношении пород

[309].

Ледниковые отложения

являются наиболее важной группой

осадочных пород, так как, устанавливая былое существование

и распространение ледниковых покровов, мы можем узнать

о климатах прошлого больше, чем из любого другого источника.

Критерии их распознавания коротко рассмотрены в гл. 2, а по-

дробнее— Фрейксом П41].

Эвапориты

— это, вероятно, следующая по важности группа

пород, поскольку, будучи в достаточной степени развиты, они

указывают на климат одновременно жаркий и засушливый.

Главные зоны их современной аккумуляции расположены в пре-

делах 15—35° по обе стороны от экватора, хотя в некоторых

крайне засушливых районах, таких, как Центральная Азия, они

могут встречаться до широты 50°

[109].

КЛИМАТЫ ФАНЕРОЗОЯ

7. КЛИМАТЫ ФДНЕРОЗОЯ

183

Угли.

Вообще говоря, угли —это хороший индикатор влаж-

ности климата, хотя даже в полузасушлпвых регионах плохой

дренаж может быть причиной высокого уровня грунтовых вод.

Что же касается температур, то лучшими индикаторами яв-

ляются остатки растений, содержащиеся в угленосных отложе-

ниях. Современное торфообразование в значительной степени

ограничено высокими широтами, так как в низких широтах дре-

весный материал легче подвергается разрушению под действием

окисления и бактериальных процессов.

Бокситы и латериты, СУДЯ по их современному распростра-

нению, образуются исключительно в тропических и субтропиче-

ских областях с обильными дождями и высокой температурой

в условиях интенсивного химического выветривания. К сожале-

нию,

их способность к сохранению в ископаемом состоянии не-

высока, и в домезозонских разрезах они редки. Кроме того,

время латеритизации данной почвы может быть значительно

более поздним, чем время ее образования. Исчерпывающий об-

зор карстовых латеритов и бокситов в связи с климатическими

и палеогеографическими изменениями дан Николасом и Бнлд-

женом

[348].

Некоторые другие типы пород рассматривались как индика-

торы климата, по они менее надежны. Красноцветы могут фор-

мироваться как в аридных, так и во влажных условиях, и их

красная окраска может развиваться много позже осадконакоп-

ления (см. гл. 1). Одни разрезы красноцветов содержат гори-

зонты калькретов, которые обычно считаются признаком семи-

аридного или аридного климата. В других есть эоловые песча-

ники, по которым, как это указывалось в гл. 2, можно определить

направление ветра. Современные эоловые пески в значительной

степени ограничены широтами 30°, что же касается локальных

данных о направлениях ветра, то они не очень представительны,

так как постоянные ветры над континентами менее стабильны,

чем над океанами

[109].

Распространение

известняков

само по

себе означает немногим более чем просто отсутствие при вноса

терригенного материала; в настоящее время они формируются

на самых разных широтах, но могут содержать важные в кли-

матическом отношении окаменелости. Современные

фосфориты

образуются в теплых океанах, в зонах апвеллинга (см. гл. 5).

Существует современный экваториальный пояс глубоководных

радиоляриевых кремнистых илов. Однако существует и высоко-

широтный пояс диатомовых илов, и, следовательно, богатый

биогенный источник для образования

кремней

может быть свя-

зан с различными условиями, в небольшой степени контроли-

руемыми климатом.

Что касается органических остатков, то наземные растения —

это,

вероятно, самый чувствительный индикатор климата, осо-

184

7. КЛИМАТЫ ФАПЕРОЗОЯ

бешю в кайнозое, где ископаемые растения часто имеют живу-

щих ныне близких родственников; но и для мезозоя они очень

информативны. Рифостроящие кораллы, которые в настоящее

время ограничены широтами менее 30°, где температура воды

обычно больше 21°, кажутся надежными индикаторами теплого

климата, по крайней мере вплоть до раннего мезозоя. Так как

сейчас крупные биогенные рифы ограничены теплыми водами,

то и те богатые фауной постройки, которые расцениваются как

настоящие рифовые известняки, также, вероятно, могут счи-

таться индикаторами климата. Так же как наземные растения,

многие кайнозойские морские беспозвоночные имеют ныне жи-

вущих близких родственников, чьи климатические границы хо-

рошо известны, поэтому изучение распространения таких со-

временных беспозвоночных всегда может дать ценную инфор-

мацию.

Для отрезков времени, все дальше уходящих в прошлое,

самым важным является то, что разнообразие практически всех

групп организмов в настоящее время возрастает к экватору, и

то,

что гастроподы и пелециподы в мелководных тропических

морях, как правило, имеют более толстую и более скульптиро-

вапную раковину, вероятно, вследствие большей легкости из-

влечения карбоната из теплой воды и из-за более мощного

пресса хищников в низких широтах

[485].

КИСЛОРОДНО-ИЗОТОПНЫЙ АНАЛИЗ

Чтобы определить температуру по раковине, необходимо из-

мерить отношение

0 в слагающем ее карбонате и сделать

два допущения: что кислород СаСОз раковины отлагался в изо-

топном равновесии с кислородом морской воды (это, конечно,

может быть проверено только на ныне живущих организмах)

и что постседиментациоииых изменений первичных изотопных

отношений не было. Многие способные к захоронению орга-

низмы удовлетворяют первому условию, и можно принять меры,

чтобы свести к минимуму ошибки, связанные с диагенезом и

другими постседиментациопными факторами. По возможности,

следует избегать использовать для палеотемпературных опре-

делений остатки организмов, обитавших в окраинно-морских

условиях, потому что аномальная соленость может влиять на

отношение изотопов.

Температура осаждения кальцита может быть определена по

следующему палеотемпературному уравнению, предложенному

Зпштейном и др.

[124],

или по его модификациям:

С = 16,5 — 4,3 (6, - + O

14 (Ь

- 6

КЛИМАТЫ ФАНЕРОЗОЯ

185

где

6, = 6

1в

= б

'(isp/isp) образца - (1Ю/'Ю) стандарта

(180/1Ю) стандарта

х юоо.

Ясно,

что нельзя узнать точное значение б

№

для геологиче-

ского прошлого, и это ограничивает применимость метода, но

предположение о вариациях изотопного состава морской воды

привело к созданию замечательного инструмента для изучения

позднего кайнозоя, когда образовались полярные ледяные

шапки. Чтобы понять, почему это так, необходимо рассмотреть

факторы, контролирующие разделение изотопов кислорода.

O более летуча, чем H

O, так как она легче, и поэтому

в парах морской воды отношение

]

Ю/

0 ниже, чем в самой

воде. Когда пар конденсируется с образованием дождя, происхо-

дит преимущественная конденсация H

O, так что остаточный

пар еще более обедняется

O. Так как в высоких широтах снег

образуется из паров, сильно обедненных

O, далеко от места

их первоначального испарения, лед полярных шапок имеет

очень низкое отношение

a 6

O порядка —60, относи-

тельно к стандарту океанической воды. Поэтому во время круп-

ных фаз оледенений 6

ощутимо увеличивается (рис. 7.1).

В первых работах, посвященных плейстоценовым температу-

рам поверхностного слоя воды и основанных на изотопном со-

ставе карбоната раковин планктонных фораминифер

[123],

увеличение значения 6^ рассматривалось только как признак

падения температуры. Шеклтон [424] первым показал, что такое

изменение может быть обусловлено возникновением полярных

льдов. Интересно отметить, что оба эффекта должны быть ре-

зультатом ухудшения климата, так что ценность метода как

инструмента корреляции не уменьшается. Так как время пере-

мешивания талых вод с основной массой составляет всего не-

сколько сотен лет, результат должен быть геологически мгно-

венным.

PDB (Pee Dee Belemnite)—так называемый чикагский стандарт —

O н кальците ростра белемнита из верхнемеловой формации Пн-Ди

Южной Каролины, США.

SMOW (Mean Ocean Water Standart) —

0 в стандарте океаниче-

ской воды определено по многим пробам воды Атлантического, Индийского

и Тихого океанов с глубин от 500 до 1000 м в районах, где поступление та-

лых вод исключено.

186

КЛИМАТЫ ФАНЕРОЗОЯ

Перенос паров

уменьшение содержания

O Экватор

Перенос парой

1В

уменьшение содержания

/ /

/ / /

1¾,¾ С,

Льды северного щ%

лолушар_и^ §1

S \\\

^ \ N

<*» \ \ \

/ss ^ \

///

/ / / Антавктические^

\ \

Испарение

Уровень

моря

р PpP р

PpPpPpP

р PpP ^

A P

Термокл

ин^'^

Океанический бассейн

Антапктическ\&

Антарктически ^jJJ

Уд^Г^ gTg

РИС.

7.1. Схематическая диаграмма, иллюстрирующая глобальную картину

разделения изотопов кислорода ь кайнозое до и во время оледенения. P—

планктонные и В — бентосные форамнниферы

[234].

Была установлена удивительно хорошая корреляция изотоп-

ных флюктуации в расположенных далеко друг от друга колон-

ках океанических осадков, и, так как колебания температуры

едва ли были одинаковы во всем мире, главным контролирую-

щим фактором, вероятно, был «ледовый эффект». Во время лед-

никовых колебаний климата в плейстоцене в глубоких частях

океана температура, по-видимому, существенно не менялась, так

что измерение изотопного состава карбоната раковин абиссаль-

ных бентосных фораминифер позволяет исключить «ледовый

эффект».

Диагенетические изменения глубоководных осадков, по край-

ней мере в верхних частях колонок, незначительны по сравне-

нию с изменениями в окаменелостях, найденных на континентах,

по надо учесть другие факторы, такие, как смешение слоев

в результате биотурбации и разница в глубине, а следовательно,

температуре обитания различных видов планктонных форами-

нифер.

По оценке Шеклтона и Кеннета

[425],

доледнико-

вого океана была равна —1,2 относительно стандарта PDB и

—1,0 относительно SMOW.

КЕМБРИЙ И ОРДОВИК

Наши знания о климатах кембрия и ордовика, бесспорно,

схематичны, особенно ввиду того, что картографические рекон-

струкции имеют для этого времени ограниченную ценность из-за

неясностей палеогеографии. В то время как нет почти никаких

свидетельств кембрийского оледенения, этого нельзя сказать

о позднем ордовике центральной Сахары, где описаны много-

численные признаки оледенения, включая ледниковое ложе с бо-

7. КЛИМАТЫ ФАИЕРОЗОЯ

187

роздами [31]. Имеются вполне надежные доказательства того,

что ледниковый щит распространялся до Западной Африки и

Аравии

[307],

но подобные предположения, относящиеся

к Ньюфаундленду и Новой Шотландии, где тнллиты ассоции-

руются с турбидитами, кажутся более сомнительными. Палео-

магнитные данные указывают, что в ордовике Сахара занимала

полярную позицию

[141].

Эвапориты известны в Австралии, Сибири, южной части

Аравийского полуострова, Индии, Канаде, США и Западной

Африке. На картах, основанных на палеомагнитных данных,

большая их часть находится в пределах 45° от экватора, но

эвапориты Западной Африки являются исключением, распола-

гаясь почти на полюсе. Есть разногласия в оценке значения

кембрийских эвапоритов. По Мейерхоффу

[323],

к раннему

кембрию приурочен один из максимумов фанерозойского соле-

накопления, что доказывается прежде всего развитием соленое-

ных отложений Сибири. В то же время Гордон [168] считает,

что кембрий и ордовик были временем относительно слабого

накопления эвапоритов.

Как кембрийские археоциаты, так и ордовикские рифы рас-

полагались в пределах 30° от экватора, но распространены не

повсеместно. Не ясно, объясняется ли это недостаточно жарким

климатом или малочисленностью рифостроящих организмов.

СИЛУР И ДЕВОН

Если в раннем силуре могло продолжаться оледенение, на-

чавшееся в позднем ордовике, то убедительные свидетельства

какого-либо оледенения в девоне отсутствуют. С другой сто-

роны, в силуре и девоне рифовые известняки распространены

шире, чем в двух предшествующих периодах. Силурийские

рифы, включая известные постройки на Готланде, Швеция, и

в Иллинойсе, США, ограничены узкой экваториальной зоной.

Зона девонских рифов была шире и распространялась более

чем на 30° от палеоэкватора. Девонские рифы широко развиты

в Бельгии, Северной Африке, западной Канаде и Западной Ав-

стралии (рис. 7.2). В девоне эвапориты достигают максималь-

ного для всего палеозоя развития (примером может служить

прогиб Элк-Пойнт, рассмотренный в гл. 5), но они редки в ран-

нем силуре и самом позднем девоне. Распространение девонских

углей требует объяснения, так как их выходы приурочены

к низким палеоширотам, а, как уже было указано, в настоящее

время обильного торфообразования в таких областях не про-

исходит.

Сильный эндемизм в распространении раннедевонских бра-

хиопод и других бентосных беспозвоночных означает, по мне-

188

клилпты ФЛНПРОЗОЯ

РИС.

7.2. Палеогеография и индикаторы климата в силуре и девоне

([Hl],

с упрощениями). / — силур, рифы; 2—4 — девон; 2 — рифы, 3 — эвапориты,

4 — угли.

нию Кокса и Мак-Керроу [69], Буко [39] и Коппера [82], от-

четливую климатическую зональность с наиболее холодной

Мальвинокафрской областью, включающей Южную Америку и

Южную Африку. Однако другие факторы, которые рассмотрены

в гл.

также могут приводить к сильному эндемизму.

Согласно Френксу, температура и влажность того времени

не слишком отличались от современных, хотя климат был отно-

сительно засушливый, за исключением позднего силура и позд-

него девона. Если морские фаунистические провинции контро-

лировались главным образом климатическими условиями, то

ранний силур и поздний девон были эпохами относительного

выравнивания климата, в то время как в раннем девоне суще-

ствовал заметный широтный температурный градиент.

КЛИМАТЫ ФДНЕРОЗОЯ

189

КАРБОН И ПЕРМЬ

Особый интерес вызывают относящиеся к этому времени

многочисленные свидетельства наиболее крупного между докем-

брием и плейстоценом оледенения, охватившего все южные кон-

тиненты и Индию 187, 88]. Оно продолжалось около 90 млн. лет

от середины карбона до середины перми и скорее имело не-

сколько ледниковых центров, которые то росли, то таяли, чем

представляло единый гондванский ледниковый суперщит.

По мере того как южный полюс двигался с запада на восток,

что впервые было предположено Вегенером и подтверждено

палеомагнетизмом, происходило смещение главных центров

развития льдов (рис. 7.3). Так, наиболее древние свидетельства

оледенения известны в Южной Америке, а самые молодые —

в Австралии, хотя древнейшие ледниковые отложения Австра-

лии лишь немного моложе самых древних ледниковых образо-

ваний Южной Америки.

Наиболее полная информация получена в Южной Африке и

в Австралии, На юге Африки знаменитые тнллиты Двейка и свя-

занные с ними отложения занимают огромные пространства,

достигающие в прогибе Карру 200 ООО км

, а их мощность

в южной части этой области превышает 1000 м; большая часть

разреза сложена ледниково-морскими образованиями. Севернее,

в прогибе Заир мощность ледниковых толщ около 900 м. Воз-

раст ледниковых отложений определяется не очень точно, но,

вероятно, ограничивается стефапским и сакмарским ярусами.

РИС.

7.3. Позднепалеозойские центры оледенения Гондванского суперконти-

нента. D— девон, LC— ранний карбон, С — карбон, P—пермь, Lm—ранний

мезозой

([87],

с упрощениями).

190

КЛИМАТЫ ФАНЕРОЗОЯ

РИС 7.4. Палеогеография и индикаторы климата в карбоне

([Hl]

с упро-

щениями). 1— рифы; 2 — эвапориты; 3 —угли; 4 — бокситы.

Примерно то же наблюдается и в прогибе Парана на юге Бра-

зилии, в Уругвае и Парагвае, но наиболее древние отложения

относятся здесь к намюру. Возраст ледниковых образований

Австралии — от вестфальского до казанского яруса. Самым

ранним ледниковым событием было относящееся к позднему

карбону горное оледенение на границах Тасманской геосинкли-

нали,

К сакмарскому времени ледниковый щит покрыл примерно

половину Австралии, но затем началось таяние, и в середине

перми накапливались только ледииково-морские отложения.

Карбон был временем очень интенсивного угленакопления

(рис. 7.4). В Азии наиболее распространены нижнекаменно-

угольные угли, в то время как большая часть европейских и

северо-американских углей относится к верхнекаменноуголь-

ным.

Угли приурочены к самым разным палеоширотам, вплоть

до 80° ю. ш. в Чили, и такое повсеместное распространение ука-

зывает на очень влажные условия

[141],

Пермские угли широко