ОКЕАНОЛОГИЯ, 2004, том 44, № 1, с. 132-144
МОРСКАЯ ГЕОЛОГИЯ ^
УДК 561.30:551.583.81(269)
ПАЛЕОКЛИМАТИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ПАЛЕОГЕНОВОГО ЮЖНОГО ОКЕАНА ПО НАННОПЛАНКТОНУ
© 2004 г. О. Б. Дмитренко
Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, Москва Поступила в редакцию 07.08.2002 г., после доработки 24.03.2003 г.
Анализ изменения структуры ассоциаций наннофоссилий, их численности и распространения по площади позволил провести биогеографическое районирование палеогена Южного океана. Схемы зональности построены с использованием данных глубоководного бурения (Б8БР и ОБР) для пяти временных срезов - для середины палеоцена, эоцена, олигоцена и два для конца олигоцена. Уникальная климатическая обстановка палеогена резко изменилась к концу периода, и сглаженный тропический-субтропический климат палеоцена-эоцена стал более контрастным, в олигоцене вокруг Антарктиды появились пояса субполярных и умеренных условий, которые расширились к миоцену.
В работе использованы и обобщены опубликованные полуколичественные данные распределения видов известкового наннопланктона в палеогеновых отложениях Южного океана на основе его изучения в кернах глубоководных скважин, пробуренных б/с "Гломар Челленджер" в 25-, 26-, 28-, 29-, 35-, 36-, 71- и 75-м рейсах и "ДЖОИДЕС (РЕЗОЛЮШН)" в 113-, 114- ,119-, 120-, 177-, 181183- и 189-м рейсах [9, 12-15, 26].
В палеоцене атлантический и индоокеанский секторы Южного океана только начали формироваться. Австралия отделялась от Антарктиды, двигаясь в северном направлении и образуя узкий Австрало-Антарктический пролив. В связи с этим осадки конца мела и начала палеоцена встречены только в юго-западной части Тихого океана, скв. 1124, а более поздние, нижнепалеоценовые - в скважинах 1121 и 277 Австрало-Новозеландского района. Позже пролив расширился и углубился. В эоцене раскрылось Тасманово море, и осадки эоцена и олигоцена отлагались уже повсеместно.
В Индийском океане, где произошли наибольшие широтные изменения в расположении районов скважин, все отложения палеогена формировались в более высоких, чем современные, широтах, особенно в восточной части. Кроме того, при раздвижении Атлантического и Индийского океанов менялись палеоглубины палеогенового осадконакопления. Так, их резкое изменение отмечено для скв. 1121 (от ~3500 м в палеоцене до ~4500 м в настоящее время) и для скв. 1124 (соответственно от ~2000-3000 м до 3900-4400 м) [14]. В течение палеоцена и эоцена Южный океан был теплым. Присутствие антарктического ледника в эоцене однозначно не доказано, размер и длительность оледенений в олигоцене дискутируются. Антарктида не была покрыта льдом, и относи-
тельно холодные температуры существовали лишь в отдельных районах [17-21, 28, 33]. Первый крупный ледниковый эпизод отмечен у границы эоцена и олигоцена, в это же время начал формироваться пролив Дрейка между Антарктидой и Южной Америкой, после становления которого около 21 млн. лет назад возникла циркуляция между океанами, подобная современной, и окончательно сформировался Южный океан [1, 17, 28, 29, 39].
МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ
Палеогеновые осадки в Антарктическом регионе вскрыты буровыми скважинами в юго-западной части Атлантического океана: на Фолклендском плато (скв. 327 - палеоцен, эоцен, скв. 329 - палеоцен, скв. 511 - эоцен, олигоцен, скв. 512 - эоцен, скв. 513 - олигоцен), на хребтах Северо-Восточная Георгия (скважины 698, 699 - эоцен, 700 - палео-цен-олигоцен), Ислас-Оркадас (скв. 701 - эоцен, олигоцен, скв. 702 - палеоцен, эоцен), Метеор (скв. 703 - эоцен, олигоцен), в море Уэдделла (скв. 693 - олигоцен, скв. 696 - эоцен, олигоцен), в юго-восточной части Атлантики на возвышенности Мод (скв. 689 и 690 - палеоцен, эоцен). В юго-западной части Индийского океана палеогеновые осадки были получены в районе хребта Кергелен (скважины: 747, 748 - палеоцен-олигоцен, 738, 1135 - палеоцен, эоцен, 737, 739, 744, 749, 1137, 1140 - эоцен, олигоцен); в юго-восточной части Индийского океана на абиссальной равнине Кергелен (скв. 267 - эоцен-олигоцен), на континентальном склоне Антарктиды (скв. 269 - палеоцен), в море Росса (скв. 270 - олигоцен?, скв. СШ-ОБ-1 - эоцен). В юго-западной части Тихого океана бурение проводилось в Австрало-Новозеландском и смежных районах (скв. 1124 - палеоцен-олигоцен, скв. 1121 - палеоцен, скважины
283, 1134 - эоцен, 278, 1130, 1170-1172 - олиго-цен,289-282, 1123, 1126, 1128, 1168 - эоцен-оли-гоцен). В центральных и восточных частях тихоокеанского сектора Южного океана в зоне разлома Элтанин были получены эоценовые разрезы (колонки 24-8, -9, -10, 13-4) и фрагменты разрезов палеогена - в двух скважинах абиссальной равнины Беллинсгаузена (скв. 323 - палеоцен и скв. 325 - олигоцен-нижний миоцен).
В приантарктических районах среди палеогеновых осадков преобладают песчано-глинистые терригенные, некарбонатные и слабо карбонатные. Севернее они сменяются карбонатно-глинис-тыми отложениями с терригенными прослоями и далее - высококарбонатными наннопланктонны-ми, фораминиферовыми и смешанными илами. Палеоценовые отложения вскрыты в Индийском и Тихом океанах лишь фрагментарно. По эоценово-му и олигоценовому наннопланктону имеются значительно более полные данные. Однако большие площади юго-западной части Индийского и юго-восточной и центральной частей Тихого океанов не охвачены бурением, в связи с чем там возможно лишь гипотетическое выделение биогеографических зон.
В настоящей работе схемы биогеографической зональности строились для следующих временных срезов палеогена: 1) середина палеоцена, ~60 млн. лет назад, основание зоны Fasciculithus tympaniformis; 2) середина эоцена, ~45 млн. лет назад, срез уровня появления К.еисиМепе81га ишЪШеа; 3) середина олигоцена, ~30 млн. лет назад, основание зоны Sphenolithus distentus [8, 24]; или соответствующие уровни высокоширотных олигоценовых схем - внутри и в основании зоны Reticulofenestra Ы-secta [11, 36, 37]; поздний олигоцен: 4) конец зоны Reticulofenestra bisecta и конец зоны Cyclicar-golithus abisectus [36, 37]. Поскольку имеющиеся материалы не всегда включали осадки этих возрастов, привлекались дополнительные сведения по близким возрастным диапазонам, в связи с чем суммированные данные иногда соответствуют более широким периодам.
При построении карт основное значение придавалось видовому разнообразию и структуре комплексов - наличию и соотношению тепловод-ных и холодноводных элементов, численности кокколитов отдельных видов, размерам кокколи-тов, которые уменьшались в прибрежных более холодноводных областях [32], а также анализировались ареалы отдельных видов кокколитов. Исходя из современной климатической зональности можно предположить, что палеоэкологические группы разных биогеографических зон характеризуются комплексами, состоящими из 1-4 видов в субполярных зонах, от 5-6 до 10-12 видов в умеренных зонах и от 10-12 до более 20 - в субтропических зонах [2].
В палеогене нет видов, маркирующих какую-либо одну зону. В умеренных и субполярных областях по сравнению с более тепловодными происходит резкое падение видового разнообразия, и остаются виды, устойчивые к более низким водным температурам. В связи с этим разнообразие комплексов имеет решающее значение в индексации биогеографической зональности. В субполярной зоне в разных сочетаниях определены Coccolithus pelagicus, Reticulofenestra daviesii, мелкие R. spp, Chiasmolithus altus, мелкие Prinsiaceae, образующие большие скопления ("A" - много, "V" - масса, "D" - доминирование), R. samodurovii, R. scrippsae, R. reticulata, Chiasmolithus oamaruensis, Cyclicargolithus floridanus. В умеренной зоне к ним присоединяются C. abisectus, Dictyococcites antarcti-cus, Isthmolithus recurvus, Reticulofenestra oamaruen-sis, R. hesslandii, R. hillae, R, bisecta, R. hampdenensis (до средних или обычных количеств, "C"). В субтропических зонах ассоциации наннофлоры резко расширяются. Тепловодные дискоастеры, образующие высокие концентрации в тропиках, в палеогеновом Южном океане малочисленны ("F") и редки ("R").
ПРЕДЫДУЩИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
К настоящему времени проведено значительное количество изотопно-кислородных исследований по планктонным фораминиферам, которые наряду с привлечением других микропалеонтологических данных позволили получить представления об изменениях температуры воды и некоторых сопутствующих событиях палеогена в различных районах Южного океана (табл. 1).
Минимальные температуры поверхностных вод были в конце олигоцена и несколько выше -в начале палеоцена, максимальные приходились на границу палеоцена-эоцена (поднятие Мод, плато Кергелен, юго-западная Пацифика), конец эоцена (Фолклендское плато), а также средний и поздний эоцен (поднятия Северо-Восточная Георгия и Ислас-Оркадас). Поверхностные водные температуры палеоцена и эоцена были не ниже 10-13°С. Промежуточные воды имели в это время температуры, близкие к поверхностным с разницей не более 5°С [28], что определяло изотермический климат со слабо выраженной зональностью. Возникновение термоклина приходится на границу эоцена и олигоцена и связано с началом оледенения Артарктиды. В это же время произошло падение температур как поверхностных (на 5°С), так и глубинных вод [35, 39]. Оно не сказалось на численности наннопланктона, но сопровождалось резким снижением видового разнообразия радиолярий и планктонных фораминифер [7, 35]. Редукция комплексов наннопланктона, зафиксированная в ряде скважин (748, 27, 292, 563, 593, 689), не была принципиально значимой в это
Таблица 1. Изменения температуры вод Южного океана в районах скважин и сопутствующие им события
Под-эпохи Скважины глубоководного бурения
689-690 699-702 511, 512 738, 744, 748 277, 279 1126
[21, 29] [10, 16] [23, 37] [5, 32, 33, 39] [20, 28] [13]
p2 p3 4 до 6°/3° Р3 - 4 г°, нет дискоастеров 4 ВР, нет новых видов Доминирование некоторых P2 p3 - 7°/5°
p1 p3 4 на 4° (36 млн. лет) Pi - 11°/11° видов 4 г° (36.5-35.9 млн. лет) 4 2° (38.4 млн. лет) P1 p3 - 10-6.5°/5-9° P2 - p3 до 20°С
p3 p2 4 2-3°(43-40 млн. лет) P23 - максимум t 23 p2 / p2 - 12.5° возник t° градиент p3 p2 10-11°/10-8.5°
P2 p2 12-13° (45 млн.
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.