ДРЕЙФ МАТЕРИКОВ. ДРЕВНИЙ КЛИМАТ

ПАЛЕОТЕРМОМЕТРИЯ. Методы определения палеотемператур— изотопный и магнезиальный. Палеотемпературные шкала

Для оценки термического режима В. М. Синицын (1967) широко использовал коррелятные ряды литогенетических формаций, растительных и фаунистических комплексов. Для климатов кайнозоя им были построены карты изотерм самого холодного и наиболее жаркого времени года.

При определении температур холодных сезонов привлекались группы животных и растений, имеющих так называемые критические температуры, ниже которых они существовать не могли. Что же касается температур наиболее теплых сезонов, то они не могут быть установлены на основании анализа состава органического мира и литогенетических формаций.

Реально существующие ныне максимальные температуры на земной поверхности (35—45° С) не мешают распространению многих групп теплолюбивых организмов. Именно в этом заключается трудность при реконструкции изотерм теплого сезона. Поэтому В. М. Синицын при оценке средних температур принимал показатель соответствующей современной природной зоны и вносил поправку на континентальность.

Важное значение при палеоклиматических реконструкциях имеют методы определения абсолютных значений температур поверхностных и приповерхностных вод морских и пресноводных бассейнов.

Абсолютные температуры не только позволяют корректировать качественные термические условия, установленные по составу пород — индикаторов климата, литогенетических формаций, ареалам стенотермной фауны морских беспозвоночных и наземных позвоночных, по особенностям растительного покрова, но и позволяют определить температурные условия тех участков, по которым отсутствуют палеоклима- тические индикаторы, способствуя количественной оценке одного из важнейших показателей климата.

В настоящее время существуют два независимых метода определения палеотемператур морских вод — изотопный и магнезиальный. Обоснование и развитие метода изотопной па- леотермометрии связаны с фундаментальными исследованиями Г. Юри, Р. Боуэна, Г. Лоуэнстама, С. Эп- штейна, Ц. Эмилиани, а в Советском Союзе — Р. В. Тейс и Д. П. Найдина. Концентрация изотопов кислорода в природных водах зависит от температуры. Установлено равновесное распределение тяжелого и легкого изотопов кислорода в воде и органогенных карбонатах. Следовательно, при сохранении первичного изотопного состава кислорода в раковинах и скелетах ископаемых организмов можно определить древние температуры.

Широкое применение метода изотопной палеотермометрии сдерживается неравновесным накоплением изотопов кислорода в раковинах некоторых организмов и водной среде, зависимостью концентрации изотопов кислорода от водного фона (солености воды), нарушением первичного изотопного состава кислорода в ходе диа- генетических преобразований скелетных карбонатов (загрязнение, вторичный обмен, перекристаллизация, полиморфизм карбоната кальция и т. д.). Многочисленные экспериментальные данные однозначно свидетельствуют о невозможности использования для палеотемпературных определений скелетов организмов, дышавших кислородом воздуха. Мало перспективны скелеты организмов, обитавших в приливно-отливной зоне моря, скелеты известковых водорослей и кораллов, которые в процессе жизнедеятельности могли соприкасаться с воздухом, а также организмы, имевшие пористый скелет (морские ежи, некоторые виды гастропод). Панцири морских ежей и раковины гастропод в силу своей пористости наиболее подвержены не только обменным реакциям, протекающим в иловых водах, но и сильным диагене- тическим преобразованиям.

Для палеотемпературных определений изотопным методом обычно используются скелеты фораминифер, брахиопод, двустворчатых моллюсков и особенно ростры белемнитов, т. е. организмов, обитавших в нормально-соленых морских бассейнах и имевших первичный калыдитовый состав органогенных карбонатов.

Метод магнезиальной палеотермометрии основан на изменении концентрации магния и величины отношения кальция к магнию в морской воде и в раковинах организмов в зависимости от географической широты и глубины. В основе этих изменений лежит температурный фактор. На возможность определения температур по концентрации магния впервые указали К. Чейв и Ч, Чилингар. Между величиной отношения кальция к магнию в раковинах и температурой среды обитания существует обратная (гиперболическая) зависимость. Ч, Чилингар показал, что в некоторых случаях даже различия в 0,5° С сказываются на величине этого отношения. Экспериментально было доказано, что величина отношения кальция к магнию в искусственно осажденных карбонатах кальция также обратно пропорциональна температуре.

Т. С. Берлин и А. В. Хабаков (1966, 1968, 1970) разработали и широко применили химико-аналитический метод оценки температур по магнезиальности ростров беленитов. Определение основных компонентов, т. е. кальция и магния, они осуществляли методом тетрирования с три- лоном Б, так как порядок концентрации этих элементов в органогенных карбонатах допускает применение химических методов анализа. В то же время многие зарубежные исследователи предпочитают определять концентрацию магния рентгенометрически.

Исследования последних лет обнаружили изменение концентрации магния и, следовательно, величины отношения кальция к магнию в зависимости от таксономической принадлежности организмов. Таким образом, для правильного и точного определения температур среды обитания необходимо создание палеотемпературных шкал не только для разных групп организмов, но и для отрядов, а возможно, и более низких таксономических единиц.

На большом фактическом материале исходя из распределения магния и изменения соотношения кальция к магнию в кальцитовых скелетах современных организмов в зависимости от температурных условий были разработаны палеотемпературные шкалы для различных организмов (Славин, Ясаманов, 1982). 1° С соответствуют 15 индексов магнезиальности раковин брахиопод и ростров белемнитов, 7 индексов скелетов мшанок, 1 индекс магнезиальности скелетов кораллов, 15—20 индексов магнезиальности кальцитовых раковин двустворчатых моллюсков и т. д.

Ввиду того что в раковинах, сложенных первичным кальцитом, по сравнению с арагонитовыми структурами лучше сохраняются прижизненные концентрации магния, эквивалентные температурам, то можно полагать, что формы с кальцитовой раковиной наиболее пригодны для магнезиальной палеотермометрии. Долгое время считалось, что соленость вод ограничивает применение магнезиальной палеотермометрии. Поэтому для снятия «фона» солености при палеотемпературных исследованиях привлекались только стеногалинные организмы (белемниты, брахиоподы, кораллы, рудисты, крупные форами- ниферы). Изучение распределения магния в раковинах современных организмов показало, что изменение солености в пределах 28—38 % практически не сказывается на величине отношения кальция к магнию.

Величина концентрации стронция в раковинах морских беспозвоночных, возможно, мало зависит от температуры среды обитания. В то же время в раковинах пресноводных двустворчатых моллюсков арагонитового состава отношения кальция к стронцию имеют палеотемпературную значимость (Ясаманов, 1977), Определение кальций-стронциевых отношений, проведенное по раковинам современной пресноводной макрофауны, и сравнение этих величин со среднегодовыми температурами соответствующих мест обитания в реках и озерах от субарктического до тропического пояса позволили предварительно оценить пределы колебания этих отношений в зависимости от температурного режима. Величина отношения кальция к стронцию менее 100 свойственна тропическому, а более 500 — умеренно холодному климату.

Таким образом, палеоклиматическими значениями обладают не только отдельные типы осадочных горных пород и минералов, но и литогенетические формации, отдельные виды, роды и ассоциации растительного и животного мира. Одни исследователи считают, что основными показателями древнего климата являются только литологические данные, а другие наиболее важное значение придают ископаемым остаткам фауны и флоры.

Несмотря на то что животный и растительный мир довольно чутко реагирует на к л им ати чески е изменен ия, палеоклиматические реконструкции, основанные только на данных по распространению, экологическим особенностям и морфоанатомическому строению организмов, могут привести к существенным искажениям, так как различные группы организмов по- разному реагируют на эти изменения. Главное несоответствие заключается в том, что совместно бывают захоронены остатки организмов различных ландшафтов и климатических зон и в процессе исследований необходимо выделять организмы определенных ландшафтов. Поэтому палеоклиматические исследования требуют применения комплексной методики. При комплексном подходе палеоклиматические результаты, полученные на основании интерпретации литологиче- ских данных, согласовываются, контролируются и корректируются данными палеозоологии, палеоботаники, палинологии и палеотермометрии.

В результате комплексного использования фактических данных сильно сокращается степень неправильной, субъективной трактовки древнего климата и появляется возможность оценки климата прошлого не только с качественной, но и с количественной стороны. В этом отношении большое значение имеют палеотермометриче- ские исследования, позволяющие определить среднегодовые и средне- летние температуры среды обитания планктонных и бентосных организмов, а также коэффициенты тер- мофильности и ксерофильности, определяемые по спорово-пыльцевым комплексам.

Отдельные группы геологических показателей климата имеют различные достоинства. Они различаются по характеру отраженности климатических условий и историческому диапазону применения. Последний определяется скоростью эволюции. Если одна группа индикаторов климата эволюционировала довольно медленно, то климаты, установленные по их современным аналогам, могут быть распространены на более отдаленные геологические эпохи. В этом отношении наиболее консервативны литологические данные. Их слабая климатическая эволюция дает возможность использовать в качестве основных палеоклиматические индикаторы для всего неогея.