СТРАТИГРАФИЯ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ, 2Q12, том 2Q, № б, с. 3-19
УДК 550.4:546.42:551.461.6/.7
ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ Sr В ВОДАХ МИРОВОГО ОКЕАНА, ОКРАИННЫХ И ВНУТРЕННИХ МОРЯХ: ВОЗМОЖНОСТИ И ОГРАНИЧЕНИЯ Sr-ИЗОТОПНОЙ ХЕМОСТРАТИГРАФИИ © 2012 г. А. Б. Кузнецов*, М. А. Семихатов**, И. М. Горохов*
*Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург **Геологический институт РАН, Москва e-mail: antonbor9@mail.ru Поступила в редакцию 06.02.2012 г., получена после доработки 19.04.2012 г.
Определен изотопный состав Sr в раковинах современных мелководных моллюсков и фрагментах кораллов. Двадцать пять образцов отобраны на открытых побережьях океанов и окраинных морей, двенадцать — во внутренних соленых морях и восемь — во внутренних опресненных морях. Среднее значение отношения 87Sr/86Sr в образцах Атлантического, Индийского и Тихого океанов и их окраинных морей составляет 0.709202 ± 0.000003 и совпадает со средним значением в стандартном образце USGS EN-1. Среднее значение 87Sr/86Sr во внутренних частях эвапоритовых суббассейнов Средиземного и Красного морей не отличается от этого отношения в океане. Отношение 87Sr/86Sr в раковинах мелководных моллюсков Черного и Азовского морей, воды которых разбавлены речными стоками на 50—70%, ниже этого отношения в океане в среднем на величину 0.00002. Поскольку океаническая вода начала поступать в эти пресноводные бассейны лишь в голоцене, можно заключить, что изотопная гомогенизация Sr во внутриконтинентальных морях происходила очень быстро даже в условиях затрудненного водообмена с Мировым океаном. Высокая степень единообразия изотопного состава Sr во всех географических типах современных морских бассейнов, сообщающихся с Мировым океаном, доказывает, что Sr-изотопная хемостратиграфия является действенным инструментом для корреляции одновозрастных хемогенных осадков.
Ключевые слова: изотопы стронция, раковины современных моллюсков, океан, окраинные моря, внутренние моря, палеогеография, стронциевая изотопная хемостратиграфия.
ВВЕДЕНИЕ
Измерения изотопного состава Sr в водах Мирового океана и сообщающихся с ним морских бассейнов, а также в эпигенетически не измененных карбонатных осадках доказали возможность восстанавливать первичные Sr-изотопные характеристики среды седиментации для протерозойских и фанерозойских бассейнов (Peterman et al., 1970; Veizer, Compston, 1974, 1976; Burke et al., 1982; DePaolo, 1986; Hodell et al., 1989) и продемонстрировали изменчивость отношения 87Sr/86Sr в ходе геологического времени под влиянием глобальных факторов.
Величина отношения 87Sr/86Sr в водах Мирового океана и в морских хемогенных осадках отражает смешивание двух глобальных изотопно-различных потоков Sr, поступающих в конечные бассейны стока. Один из них — континентальный сток, возникающий в результате денудации земной коры поверхностными, речными и подземными водами и отличающийся сравнительно высокими значениями отношения 87Sr/86Sr. Эти значения варьируют в широких пределах и
определяются типом дренируемых пород, зрелостью коры выветривания и климатом. Отношение 87Sr/86Sr в реках, протекающих по кайнозойским базальтам, колеблется в интервале 0.70490.7084, в реках, дренирующих фанерозойские континентальные чехлы, варьирует от 0.7080 до 0.7222, а в реках, стекающих с выступов архейского фундамента древних платформ, поднимается до 0.7313-0.8081 (Fisher, Stueber, 1976; Wadleigh et al., 1985; Goldstein, Jacobsеn, 1988; Palmer, Edmond, 1989; Galy et al., 1999; Han, Liu, 2004; Singh et al., 2006; Cartwright et al., 2007; Ryu et al., 2008; Fiege et al., 2009 и др.). Усредненное значение отношения 87Sr/86Sr в речном стоке ныне принимается (в зависимости от учтенного количества рек) как 0.7119 (Palmer, Edmond, 1989) или 0.7136 (Allègre et al., 2010). Современный континентальный годовой сток Sr в океан определяется в пределах от 2.21 x 1012 г (Chaudhuri, Clauer, 1986) до 2.73 ± 0.09 x 1012 г (Veizer, 1989).
Другим главным поставщиком Sr в Мировой океан является мантийный гидротермальный поток, который образуется при взаимодействии
морских вод с океаническими базальтами в гидротермальных ячейках срединно-океанических хребтов и при эрозии вулканических островов (Brass, 1976; Spooner, 1976; Rad et al., 2007; Allègre et al., 2010). Отношение 87Sr/86Sr в этом потоке значительно ниже, чем в континентальном стоке. В гидротермальных рассолах из скважин Исландии оно заключено в пределах 0.7032—0.7044 (Clauer, Olafsson, 1981; Elderfield, Greaves, 1981), а в пробах глубинных вод, собранных в рифтовых долинах Центральной Атлантики и Восточно-Тихоокеанского поднятия, колеблется от 0.7028 до 0.7058 (Albarede et al., 1981; Palmer, Edmond, 1989; Bach, Humphris, 1999). Среднее отношение 87Sr/86Sr в гидротермальном потоке оценивается как 0.7035 ± 0.0005 (Palmer, Edmond, 1989; Veizer, 1989), а годовое поступление низкорадиогенного Sr, доставляемого в океан этим потоком, по разным оценкам варьирует от 0.38 x 1012 г (Hodell et al., 1989) до 1.27 x 1012 г (Chaudhuri, Clauer, 1986).
Кроме стронция, вносимого упомянутыми главными потоками, некоторое его количество поступает в океан за счет растворения метастабиль-ных магнезиальных кальцитов и арагонитов (Faure, 1977; Palmer, Elderfield, 1985; Richter, DePaolo, 1987, 1988). Отношение 87Sr/86Sr в этом потоке лишь незначительно отличается от того же отношения в водах современного океана, а годовой объем потока принимают равным от 0.26 x 1012 г (Palmer, Edmond, 1989; Veizer, 1989) до 0.30 x 1012 г (Hodell et al., 1989). Суммарный вклад перечисленных источников Sr приводит к тому, что растворенный Sr входит в первую десятку наиболее распространенных элементов в океане. Его концентрация в среднем составляет 7.85 ± 0.03 мкг/г и мало зависит от глубины и солености океанического бассейна (Brass, Turekian, 1972, 1974).
В современных океанах преобладает континентальный поток Sr. Однако в геологическом прошлом тектонические перестройки в земной коре и верхней мантии приводили к изменениям соотношения двух главных потоков Sr в Мировой океан и колебаниям отношения 87Sr/86Sr в континентальном стоке и вызывали изменение величины 87Sr/86Sr в водах Мирового океана во времени. Такие изменения, обнаруженные при исследовании фанерозойских и докембрийских карбонатных стратиграфических последовательностей (Peterman et al., 1970; Veizer, Compston, 1974, 1976; Faure, 1977; Burke et al., 1982; Koepnick et al., 1985; DePaolo, 1986; Jones et al., 1994; Горохов и др., 1995; Denison et al., 1997; McArthur et al., 2001; Се-михатов и др., 2002 и др.), позволили создать шкалы возрастных вариаций отношения 87Sr/86Sr в карбонатных породах для ряда систем фанерозоя и некоторых опорных разрезов верхнего докембрия. Создание таких шкал предопределило раз-
витие нового метода хроностратиграфии — стронциевой изотопной хемостратиграфии (Elderfield, 1986; McArthur, 1994), которая может быть использована для корреляции и расчленения осадочных разрезов.
Возможности стронциевой изотопной хемостратиграфии определяются (1) способностью хе-могенных осадков наследовать первичные Sr-изотопные характеристики среды седиментации и при соблюдении определенных условий сохранять эти характеристики до настоящего времени и (2) единообразием отношения 87Sr/86Sr во всем объеме Мирового океана и во всех сообщающихся с ним морских бассейнах в каждый момент геологического времени.
Выполнению первого из перечисленных условий посвящены работы многих исследователей, в том числе и авторов настоящей статьи. Поверхностные и подземные воды, контактирующие с силикатными породами, обычно обогащены Mn, Fe и радиогенным 87Sr по сравнению с морской водой (Drever, 1982; Chaudhuri, Clauer, 1993). В итоге диагенетические фазы карбонатов, как правило, обогащаются Mn и Fe и частично теряют Sr (Pingitore, 1978; Brand, Veizer, 1980; Denison et al., 1994; Горохов, 1996), при этом первичные Rb-Sr системы карбонатных минералов могут быть нарушены (Семихатов, Горохов, 1984). Подобные диагенетические преобразования наблюдаются в карбонатных минералах и породах как фанеро-зойского (James, Choquette, 1983; Denison et al., 1994; Jones et al., 1994), так и протерозойского возраста (Горохов и др., 1995; Кузнецов и др., 2003, 2006). Диагностика низкотемпературных диагенетических изменений и оценка их интенсивности обычно проводится в ходе минералогического и геохимического анализа образцов, а величины Mn/Sr и Fe/Sr являются критериями для выбора наименее измененных карбонатных образцов (Brand, Veizer, 1980; Denison et al., 1994; Горохов, 1996).
Выполнению второго условия способствует то, что время пребывания Sr в океане и морях на три порядка превышает время, необходимое для полного перемешивания всех морских вод Земли (Faure, 1977; McArthur, 1994). Единообразие отношения 87Sr/86Sr во всех современных океанах и сообщающихся с ними морских бассейнах подтверждается совпадением отношения 87Sr/86Sr в современных морских фациях — в карбонатных раковинах, собранных на островах Атлантического океана, Мексиканского и Гудзонова заливов (Faure et al., 1967; Burke et al., 1982) и в глубоководных и мелководных фораминиферовых илах из скважин, пробуренных в рамках Проектов глубоководного бурения — DSDP/ODP (Koepnick etal., 1985; Hodell et al., 1990).
Рис. 1. Схема отбора образцов современных моллюсков и кораллов в океанах и окраинных морях. 1—3 — соленость бассейна: 1 — нормальная 33—36%о, 2 — повышенная 38—42%о, 3 — пониженная 10—18%о; 4 — положение изученных образцов (см. табл. 1).
Однако значительная часть стратиграфических последовательностей, сохранившихся в геологической летописи, представляют собой не осадки открытого океана, а отложения разнотипных морских бассейнов, образовавшихся на периферии открытых и замкнувшихся океанов. По степени изоляции от океанических просторов эти бассейны разделяются на полузакрытые (окраинные) и закрытые (внутренние) моря и глубокие заливы (Большая..., 2007). Водообмен между полузакрытыми мелководными бассейнами и океанами затруднен наличием узких проливов, отмелей и цепей островов. Поэтому возникают вопросы: 1
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.