ПАЛЕООКЕАНОЛОГИЯ

Уровень карбонатной компенсации УКК. Лизоклин

Метод возрастной кривой и уровень карбонатной компенсации

Стандартным методом определения батиметрии океана от юры до настоящего времени является использование кривой зависимости возраста нормальной океанической коры от глубины океана, показанной на  2-9. Используя згу кривую, можно привести океаническое дно любого данного возраста к глубине, которую оно имело в некоторое более раннее время или в действительности будет иметь когда-то в будущем от "возраста обоснованна, поскольку представляет собой простую кривую охлаждения базальтовой плиты, которая вначале была разогретой (и поэтому относительно плавучей), а затем отодвигалась в сторону, охлаждалась, сжималась и (в соответствии с условиями изостатического равновесия) опускалась. Обычно океаническая кора возникает на глубине 2,6 км; на глубине 3, 4. 5 и 5,5 км возраст ее составляет соответственно 2, 20, 50 и 70 млн. лет. Для этого периода времени кривая охлаждения соответствует экспоненциальной кривой ?. Для океанических котловин, возраст которых свыше 70 млн. лет, значения глубины приближаются к асимптоте, что соответствует кривой охлаждения базальтовой плиты, подогреваемой снизу с постоянной скоростью [634].

Использование метода возрастной кривой для решения теологических проблем основано на предположении, что уровень моря оставался постоянным и что кривая охлаждения для базальтов не изменялась в течение последних 200 млн. лет. В дополнение к этому при окончательной реконструкции батиметрии следует ввести поправку, обусловленную эффектом изостатической нагрузки, возникающим под давлением осадков.

Первое определение батиметрии океана с использованием метода возрастной кривой было выполнено для Атлантического и Индийского океанов с юры по настояшее время. Склейтер. Хеллингер и Тапскотг [751] реконструировали батиметрию Северной и Южной Атлантики для 12 интервалов времени от юры до современности, при этом каждый последующий интервал был больше предыдущего приблизительно на 30 млн. лет. На  2-10 приводится батиметрия Атлантики для периодов времени 140, 110, 65 и 10 млн. лет назад. Эти же авторы определили, что метод возрастной кривой дает возможность предсказать общую батиметрию для двух третей океанической коры Атлантики (т. е. для коры моложе 80 млн. лет) с точностью + 300 м. Этот анализ позволяет сделать следующие количественные выводы: 1) Северная Атлантика представтята собой замкнутый бассейн от середины юры (165 млн. лет) до раннего мела (125 млн. лет), 2) Южная Атлантика была также замкнутым бассейном от раннего мела до позднего мела (110 — 95 млн. лет) и 3) глубоководная связь между Северной и Южной Атлантикой, вероятно, не могла иметь места до позднею мела (80 млн. лет) или ратшетретичного времени (65 млн лет). К тому же в Южной Атлантике в нижнем олигоцене возникла устойчивая, по существу современная, циркуляция океанских вод [492].

Склейтер, Абботт и Тиде [750] реконструировали батиметрию Индийского океана для периодов времени 36, 53 и 70 млн. лет назад (т. с. для раннего олигоцена, раннего эоцена и позднею мела). Были также откартированы области распространения известковистых и неизвестковистых осадков, В частности, было установлено, что 1) между серединой мела и олигоценом Индийский океан разделялся на три котловины, которые на глубине свыше 2000 м были изолированы друг от друга, и 2) олигоценовые известковистые осадки вовсе не распространены так широко, как следовало бы ожидать для меньшего по размерам и более мелководного океана олигоцено- вото времени.

В океане проявляются систематические изменения в содержании карбоната кальция с глубиной. Он распространен во многих осадках на глубинах < 0,5 км, слабо растворяется в интервале от 0,5 до 3 км [53] и в . зависимости от океана и широты ПОЧ1И полностью переходит в раствор на глубинах or 3.5 до 5,5 км.

Уровень карбонатной компенсации (УКК) представляет собой глубину, на которой скорость поступления карбоната равна скорости его растворения [87]; этот уровень устанавливается экспериментально по резкому уменьшению содержания карбоната кальция в осадках. Высокое содержание карбоната в образцах глубоководных осадков является бросающейся в глаза особенностью, и, следовательно, при почти полном его исчезновении (скажем, при содержании < ) 0 %) на УКК «образуется наиболее отчетливая и важная фациальная граница в глубоководных осадках» [667].

УКК для араюнита представляет собой глубину, на которой исчезают раковины птеропод (последние принадлежат к группе планктонных моллюсков). Большинство значений УКК для арагонита в Атлантике соогветсгвуе! глубине около 2 км. а большая часть значений в Тихом океане близка к 1 км. причем величины равные 0,5 км обычны для pel ионов, примыкающих к континентальным окраинам [54]. На глубине свыше 5.5 км все кальцитовые образования 1акже переходят в расi вор. Когда весь океанический карбонат растворился, глубине осадкообразования, эквивалентной глубине современных континентальных подножий и абиссальных равнин, соответствует лишь сообщество кремнистых и/или хигинофосфатных ископаемых организмов.

По образцам, взятым из отдельных интервалов колонок, при использовании метода возрастной кривой, можно определить первоначальную глубину осадконакопления. Если учесть наличие или отсутствие карбоната в них и первоначальную глубину отложения, то можно установить, происходило ли формирование осадка выше или ниже УКК. Таким образом карбонатные циклы на протяжении позднего мезозоя и кайнозоя связываются с УКК и историей его батиметрии.

За последние 100 млн. лет изменения первого порядка в УКК характеризовались его понижением от наименьших глубин в середине мела (2,5 км. Индийский океан; 1,5 км. Южная Атлантика) до углубления в позднем мелу и в ранне- и среднетретичное время (большая часть значений соответствует - 3-4 км в Индийском океане. Северной и Южной Атлантике и не экваториальной части Тихого океана); для периода от позднего миоцена до настоящего времени отмечается дальнейшее понижение УКК (около 5 км) [750, 667, 492]. На эту обшую схему накладывается видимое уменьшение глубины в эоцене и, кроме того, в среднем миоцене (для каждого случая примерно до 3.5 км). Очень ограниченные данные указывают на то, чго в верхней юре УКК был на глубине около 3,5 км. В рамках згой общей схемы разные океаны имеют различный характер вариаций УКК. Причины, объясняющие этот факт, весьма дискуссионны. поэтому они здесь не рассматриваются.

Увеличение глубины УКК за 100 млн. лет сопровождалось похолоданием глубин океана приблизительно от 14 С (середина мела) до 2 — 4 С (настоящее время) (см.  4-13). Постепенное увеличение УКК, таким образом, предсказывается на основании понижения температуры океана. Колебания УКК и температуры являются главными изменениями в океане, которые распространяются обычно на все океаны в результате общей океанской циркуляции.

Глубина, на которой фиксируется быстрое увеличение растворимости CaC'Oj, обычно называется пизоклином, и она приблизительно на 0,5—1 км меньше, чем УКК. Представление о лизоклинс было введено «для того, чтобы обозначить четко выделяющуюся фааиальную границу между областями распространения хорошо сохранившихся и существенно растворенных комплексов фораминифер» [52]. Осадочный лизоклин представляет собой то, что картируется на более мелком уровне вокруг континентальных окраин и отвечает тому, что видно в древних осадках. (В противоположность этому гидрографический лизоклин представляет собой глубину в водной толще, на которой происходит резкое возрастание растворимости; гидрографический лизоклин более выдержан по глубине, чем осадочный, и опускается только в областях с высокой карбонагной продуктивностью, таких, например, как экваториальные зоны.)

Для объяснения образования лизоклина предлагается несколько альтернативных вариантов, но вопрос о его происхождении полностью еще не решен. Однако для различных типов вод с различной концентрацией иона С03 видно, что лизоклин имеет наибольшую глубину там. где водные массы с высоким содержанием иона С03 прослеживаются до дна (Северная Атлантика), умеренную глубину там, где водные массы антарктической природы примыкают ко дну, и небольшую глубину там, где богатые питательным веществом водные массы с низкой концентрацией иона СО, перекрывают массы воды антарктической природы, как в северной части Тихого океана (см. также гл. 3). Брёкер и Такахаси [100] утверждают, что «в пределах глубины 200 м океанический лизоклин может быть объяснен исключительно на основе распределения концентрации иона СО^».

Наряду с естественным изменением в глубине лизоклина. обусловленным механизмом его образования, необходимо также рассмотреть более длительное по времени изменение в i дубине, связанное с положением на тектонической плите. Осадки с высоким содержанием карбоната могут формироваться на хребте, который с течением времени смещается в более глубокую часть океана. Таким образом, в любой модели, постулирующей тесную связь глубины с1 растворением карбоната, должны также учитываться особенности истории питающего региона и его последующее тектоническое развитие.

Если существуют независимые доказательства глубины УКК и лизоклина (например, при использовании видов с различной восприимчивостью к растворению), го могут быть определены изменения в батиметрии. Предполагается, что около 12000 лет назад кальцитовый лизоклин был примерно на 1 км выше, чем в настоящее время [58].

Батиметрию океана можно также определить для периодов времени более древних, чем юра, или для глубоководных осадков, которые в настоящее время находятся на суше. Начнем с того, что высота океаническою хребта, где изливаются базальты, по существу, одна и та же в пределах всего океана и расположена на глубине 2,6 км (±200 м)'. Таким образом, там, где обнаружены офиолиты. формирующиеся в срединно-океаническом хребте, эта глубина при условии отсутствия систематического изменения уровня моря во времени может быть им предписана Арагонит и кальцит должны аккумулироваться на этой глубине, но при погружении дна ниже УКК должны переходить в раствор. Кремнезем при увеличении глубины тем не менее сохраняется. Красные глины «формируются исключительно в условиях глубоководного осадконакопления (4500 м и больше)» [52]. (Возможно, что до развития в среднем мезозое секретирующего карбонат фитопланктона кремни могли формироваться на меньших глубинах, если менее распространенные глубоководные карбонаты не разбавляли их.)

Последовательность от офиолитов к арагониту, кальциту, кварцу и, наконец, к глине может быть проинтерпретирована в качестве показателя постепенного увеличения глубины, обусловленного латеральным движением плигы ниже различных глубин компенсации. Поскольку для перемещения ниже глубины карбонатной компенсации требуется (в настоящее время) приблизительно 20 млн. лег, мощность глубоководных известковистых горизонтов при стандартных скоростях глубоководного осадконакопления (< 10 м/млн. лет) обычно не должна превышать 200 м.

В Юрских Альпах осадочный разрез является обратным (офиолиты перекрываются кремнистыми породами, выше которых залегают карбонатные породы). Бозеллини и Уинтерср [R1] и Сюй [402] считают, что этот разрез отражает очень высокий начальный УКК (выше 2500 м), необходимый для того, чтобы растворились все карбонаты и отложились кремнистые радиоляриты непосредственно на офиоли- тах, и который позднее понизился (что сопровождалось вначале аккумуляцией кальцитовых челюстей цефалопод [аптихов]), а вслед за этим стал еще ниже (что привело к сохранности арагонитовых раковин цефалопод).