CC BY
63
УДК: 550.4
углерод-кислородная изотопия верхнеюрских фораминифер
srnrnrn pnmsimEVi как показатель условий седиментации
ÉÉké
О. С. Ветошкина, С. В. Лыюров, Д. А. Бушнев
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар vetoshkina@geo.komisc.ru
В работе рассматривается возможность применения изотопии углерода (S13C) и кислорода (S18O) карбонатного скелета форами-нифер Saracenaria pravoslavlevi Furs. Et Pol. для восстановления палеообстановки морских бассейнов на Восточно-Европейской платформе в средневолжское время (J3v22).
Ключевые слова: Волжские отложения, фораминиферы Saracenaria pravoslavlevi, изотопы углерода и кислорода, палеотемпературы.
carbon-oxygen isotopes of the upper foraminifera saracenaria pravoslavlevi as evidence of sedimentation
O. S. Vetoshkina, S. V. Lyurov, D. A. Boushnev
Institute of Geology of Komi SC UB RAS, Syktyvkar
This paper considers the possibility of the use of isotopes carbon (S13C) and oxygen (S18O) of biogenic carbonates foraminifera Saracenaria pravoslavlevi Furs. et Pol., to restore paleotemperatures sea basins on the East European platform at the time of the Middle Volgian (J3v22). Keywords: Volgian deposits, foraminifera Saracenaria pravoslavlevi, isotopes of carbon and oxygen, paleotemperatures.
жениях в диапазоне от верхнего ки-мериджа (J3km2) до средней волги (J3v2). Для средневолжских отложений (аммонитовой зоны Dorsoplanites panderi) это руководящий таксон (комплекс Lenticulina infravolgaensis — Saracenaria pravoslavlevi) [9].
Авторы продолжили изотопные исследования указанных фора-минифер, отобранных в ходе экспедиционных работ на ВЕП (от бас. р. Пеши до среднего течения прито-
Соотношения стабильных изотопов углерода (813С) и кислорода (5180) биогенных карбонатов используются при решении задач в палеоклиматологии и палеоэкологии. Представления о палеоклимате Северного полушария складывались на основе изотопных данных, в основном ростров белемнитов, костей рыб и зубов (?) [1, 21, 23, 28 и др.].
Избирательность таксонов бен-тосных фораминифер к условиям обитания позволяет реконструировать обстановку в придонных водах и придонных морских осадках. Это имеет значение при изучении состояния и движения водных масс [26].
В настоящей работе представлены новые данные по изотопному составу (5180карб и 513Скарб) фораминифер одного вида, отобранных авторами из средневолжских отложений у3у2) севера Восточно-Европейской платформы (ВЕП) (север Русской и Печорской плит). Данные по раковинам разных таксонов, даже из одной точки наблюдения (т. н.), показывают достаточно противоречивые результаты [2, 4, 11, 3]. Это, возможно, связано с постседиментационны-ми процессами и/или с фациальны-
ми обстановками обитания и захоронения в осадке.
Объектом изучения стали фораминиферы Saracenaria pravoslavlevi Furs. et Pol. (рис. 1) — руководящий вид средневолжских отложений верхней юры, представитель бентосных нодозариид, широко распространенных на всей территории ВЕП. Их первые описания были из отложений в районе Индерского озера в Казахстане [13]. Встречаются в отло-
Рис. 1. Фораминиферы Saracenaria pravoslavlevi Furs. et Pol.: 1 — оригинальное изображение [13]; 2 — образец из т. н. 10 Ляпашор [11]; 3 — образец из т. н. Визинга (Ляпашор) в упруго-отраженных электронах
ков р. Вычегды; рис. 2), с целью изучения палеоклиматических (и, возможно, палеогеографических) об-становок морского бассейна, распространившегося в средневолжское время на упомянутой территории. Подробная литологическая и биостратиграфическая характеристики территории даны в работах [8, 12].
Отложения волжского яруса на рассматриваемой территории, как правило, представлены двумя лито-логическими типами разрезов.
1. Толщи, содержащие пласты и прослои высокоуглеродистых пород (высокоуглеродистых глин и горючих сланцев), разделяемых кар-бонатно-глинистыми образованиями. Высокоуглеродистые отложения иногда формируют несколько продуктивных пластов, которые разделены «чистыми» в той или иной степени глинисто-карбонатными или карбонатно-глинистыми отложениями небольшой мощности, (не более первых метров). Как правило, в вы-
сокоуглеродистых отложениях макрофауна представлена отпечатками перламутрового слоя, а микрофауны очень мало.
2. Карбонатно-глинистые отложения. Они, как правило, характеризуются большей мощностью и более стабильны по литологическому составу. Битуминозных пород они обычно не содержат, наиболее богаты остатками микро- и макрофоссилий неплохой сохранности.
И в первых (реже), и во вторых литотипах образцы на микрофауну отбирались главным образом из глинисто / глинисто -известковистых прослоев (внешне наиболее тонкодисперсных) с макрофауной (или ее отпечатками и фрагментами). В образцах с повышенным и высоким содержанием Сорг отмывка мацератов на микрофауну и спорово-пыльцевой анализ, как правило, безуспешна. Редкие раковины фораминифер иногда характеризуются аномальным изотопным составом углерода и кислорода, о чем
уже упоминалось [4, 11], а споры и пыльца чаще всего отсутствуют.
Для исключения постседимен-тационных изменений две формы раковин Saracenaria pravoslavlevi Furs. et Pol. были исследованы методом оптической и электронной микроскопии (SEM) вместе с предварительным визуальным обследованием. Образцы были изучены на сканирующем электронном микроскопе — JSM-6400 фирмы Jeol (В. Н. Филиппов), что позволило судить об их строении и особенностях элементного состава.
Несмотря на то, что раковины были выбраны из одной пробы, считать, что их захоронение в осадке произошло одномоментно, мы не можем. Навеска образца для получения и анализа мацератов — 100^200 г породы мощностью несколько сантиметров. Это укладывается в значительный промежуток времени как для осаждения терригенных частиц, так и для захоронения раковин
море суша
углеродистые толщи
Рис. 2. Обзорная карта фактического материала [14] с изменениями авторов
® точки наблюдения
в конкретной точке на поверхности или в осадке дна морского палеобас-сейна. Возможно, сказывалась смена времен года.
Методы исследований и интерпретация изотопного состава карбонатных раковин нами были уже не раз использованы и описаны [2—4].
Определение изотопных отношений 13С/12С и 18O/16O в органогенных карбонатах основано на выделении С02 из образца при взаимодействии с 100 %-ной фосфорной кислотой. Изотопный состав кислорода (5180) и углерода (513С) определялся с использованием масс-спектрометра DELTA V Advantage (Thermo Finnigan, Bremen, Germany, аналитик И. В. Смолева). Ввод полученного с помощью устройства пробоподго-товки Gas Bench II газа в масс-спектрометр осуществлялся в непрерывном потоке гелия (continuous-flow isotope ratio mass spectrometry (CF-IRMS). Точность значений 513С и ö180 оценивалась по результатам параллельных измерений международных стандартов NBS-18 и NBS-19 (National Bureau of Standards) и была не меньше ±0.15 %% Масса анализируемых образцов изменялась от 50 до 150 мкг. Величины 5180 и ö13C представлены относительно международного стандарта V-PDB. При определении палеотемпературы формирования раковин использовалось уравнение Эпштейна и его коллег [20], модифицированное Андерсоном и Артуром [15]. Величина ö180w морской воды принята равной -1.0 % (SM0W), что, как полагают, соответствует изотопному составу морской воды в неледниковые периоды [25].
Материалом для изотопного анализа послужили фораминифе-ры Saracenaria pravoslavlevi Furs. et Pol. (J3v22), отобранные после предварительного визуального обследования, указывающего на минимальную постдиагенетику (естественный цвет, фарфоровидная поверхность раковины и общее состояние раковины).
Данные по химическому составу свидетельствуют об отсутствии Fe и Mn в составе раковин (CaCO3). Выбранные для анализа раковины не претерпели значительных постседи-ментационных изменений и сохранили первичные состав и строение, а значит, изотопные данные отражают хорошо сохранившийся материал
ископаемых. Кроме того, не наблюдается корреляции между величинами 513С и 5180. Но мы не в праве полностью исключить возможность малых постседиментационных изменений, которые могли влиять на их изотопные данные.
Значения 5180 всех карбонатных скелетов фораминифер изменяются в интервале от -4.9 до -1.1 %% (рис. 3; таблица). Величины 513С изменяются в диапазоне от -0.8 до 1.1 % и соответствуют морским карбонатам (~0 %%). Величины 5180 большой части фораминифер (11 из 18) варьируют в сравнительно узком диапазоне: от -1.9 до -1.1 %%. Фораминиферы, обнаруженные в скв. Усть-Цильма и обн. на р. Пижме, где наблюдает-
Рис. 3. Зависимость изотопного состава углерода и кислорода в раковинах Загаевпапа ргауоБЬукуп 1 — из пород 1 типа; 2 — из пород 2 типа
Результаты изотопного анализа 513С и ö18O раковин Saracenaria pravoslavlevi
Т. н. Образец 513С, % PDB 518O, % SMOW 518O, % PDB T, 0C (518Ow=-1 %)*
1 Скв. 10/38.6, Вельск -0.2 29.7 -1.1 16.5
2 Обн. 319/036, Вашка 0.0 29.2 -1.6 18.6
Обн. 319/036", Вашка -0.8 29.2 -1.6 18.6
3 Обн. 319/035, Вашка -0.6 29.1 -1.7 19.0
4 Обн. Б.Восим-31/81 0.2 29.4 -1.4 17.7
5 Скв. Усть-Цильма 1/21 0.2 27.0 -3.7 —
Скв. Усть-Цильма 1/21" 0.1 26.9 -3.8 —
6 Скв. Усть-Цильма 1/30 0.6 26.9 -3.8 —
7 Скв. Кипиево 1/40 -1.2 29.1 -1.7 19.0
8 Скв. 234/133.5, Пеша -0.2 29.0 -1.8 19.4
9 Скв. 14/16, Сысола -0.8 28.9 -1.9 19.8
10 Скв. Колва 13, гл. 124 1.1 28.3 -2.5 —
11 Скв. 28/20.6, Сысола -0.1 29.1 -1.7 19.0
12 Обн. Лойно, 14/8 0.0 29.7 -1.1 16.5
13 Обн. Б. Восим, 80/81 0.7 28.9 -1.9 19.8
14 Обн. П. Пижма, обр. 79 -0.3 25.8 -4.9 —
Обн. П. Пижма, обр. 79" -0.1 25.8 -4.9 —
15 Обн. Ляпашор 0.1 27.0 -3.7 —
* Расчетная изотопно-кислородная температура.
ся явное изменение литологии, характеризуются аномально низкими относительно остальных величинами 5180: от -4.9 до -3.8 %с. Для пород средневолжского подъяруса характерен общий высокий фон содержаний органического вещества. При этом для серых глин обычны значения Сорг менее либо около 1 %, а для керогеновых глин содержание органического углерода 3—5 %.
Обсуждение
Небольшой разброс изотопных данных, полученных для большинства раковин фораминифер, указывает на близкие в целом гидрологические показатели в разных частях бассейна. К сожалению, связь между изотопным составом раковин фораминифер и физико-химическими параметрами окружающей среды, в которой формируется раковина организма, все еще плохо изучена. Фактически процесс биоминерализации происходит под влиянием многочисленных факторов, ответственных за изменения 5180 и 813С, которые трудно различить в природе.
В раковинах фораминифер из богатого органическим веществом разреза Б. Восим зарегистрированы положительные величины изотопного состава углерода, достигающие 0.7 %. Известно, что морское органическое вещество характеризуется низкой величиной 813С, приблизительно -23 % [5], это меньше, чем значение 813С растворенного неорганического углерода (Б1С, 813С ~0 %) бассейна. Считается, что значительное захоронение органического вещества в осадке (высокая скорость погружения С0гв/СсагЬ) приводит к предпочтительному удалению изотопа 12С и обогащению изотопом 13С морских вод, поэтому времена накопления С0гё отмечены тенденцией к большим величинам 813С карбонатов, приводящим к положительному экскурсу на кривой изменения соотношения углерода [22]. Значительное количество захороненного органического вещества может быть вызвано увеличением продуктивности и/или хорошей сохранностью органического вещества в осадке [7]. Юрская изотопно-углеродная стратиграфия Западного Тетиса [21, 29, 24, 18, 19 и др.] зарегистрировала положительные аномалии во время келловея, среднего оксфорда и кимериджа и уменьше-
ние значений 813С к границе юра-мел. Но захоронение большого количества С0гё на исследуемой территории не сопровождалось повышением величины биогенных карбонатов 813С. Эпизоды широкого захоронения органического углерода во время поздней юры, в которых не зарегистрированы заметные положительные экскурсы на кривых соотношения изотопов углерода, отмечали и ранее [29]. Предположили, что переход изотопа 12С в углеродсо-держащий осадок мог быть уравновешен потоком 12С (например, при повышении уровня морской воды или существенном вкладе прибрежного углерода) [29]. Дальнейшие исследования необходимы для того, чтобы оценить эту возможность.
Известно, что изотопный состав кислорода биогенных карбонатов связывают с экологическими параметрами, такими как температура и соленость морской воды [7]. Мы предполагаем, что изменения температуры воды — наиболее вероятное объяснение вариаций величин 8180. Отрицательные величины 8180 раковин могут быть связаны с относительно высокими температурами среды обитания. Если фораминифе-ры формировали свою раковину в изотопном равновесии с окружаю -щей морской водой, то полученные нами вариации величин 8180 соответствуют диапазону изменения изотопно-кислородных температур от 16.5 до 19.8 °С (таблица), за исключением некоторых точек наблюдения, где расчётные значения температур не соответствуют мыслимым климатическим моделям. Наличие подобных отклонений указывает на необходимость дальнейших работ по детальной диагностике возможных постседиментационных преобразований карбонатных микрофоссилий, которые делают невозможным их использование для реконструкций па-леоклимата в отдельных разрезах.
Полученные нами по форами-ниферам изотопно-кислородные температуры соответствуют палео-климатическим, палеобиогеографическим и палеоэкологическим реконструкциям на исследуемой территории. Литературные данные по юрскому периоду указывают на два температурных максимума в тоаре и кимеридже-волге [16]. Наши результаты подтверждают, что средняя волга была теплым интервалом в истории Земли. Вполне вероятно,
что тепловой режим средневолжских морей, так же как и бореальных ки-мериджских морей на палеоширотах 50—60 °С [6], соответствовал таковому современных субтропиков.
В работе [17] была сделана попытка идентифицировать процессы, ответственные за изменения S18O в это время. Отрицательные величины 5180 в поздней юре связывают с важными вулканическими событиями [17]. Интересно, что временные интервалы, охарактеризованные отрицательными величинами S18O, примерно соответствуют периодам длительного и интенсивного магматизма, например, на северо-востоке Азии [30]. Есть свидетельства произошедших магматических событий во время юры на территории Среднего Поволжья [10].
Мы полагаем, что одной из причин облегчения изотопного состава кислорода фораминифер из скв. Усть-Цильма и обн. на р. Пижме могут быть постседиментационные изменения карбоната в глубоководном осадке, при которых происходит растворение первичного кальцита и/или осаждение вторичного кальцита (перекристаллизация). Нередко величины изотопного состава углерода менее склонны к диагенетическому изменению, чем величины изотопного состава кислорода. Кроме температуры и изотопного состава кислорода морской воды величина S18O карбонатов также чувствительна к величине pH [27]. Так называемый «эффект карбонатного иона» имеет тенденцию уменьшать величину S18O карбонатов с увеличением концентрации [CO32] (то есть увеличения pH) [27]. Карбонатная составляющая здесь в морских отложениях играла важную роль. Но значительное смещение величины S18O карбонатных раковин в сторону низких значений происходило под влиянием факторов, понижающих S18O морской воды и повышающих температуру, природу которых мы затрудняемся указать. Мы надеемся, что будущие детальные исследования на этой территории помогут подтвердить высказанные здесь предположения.
Заключение
В работе приводятся новые данные по изотопному составу кислорода и углерода карбонатных образований фораминифер Saracenaria pravoslavlevi Furs. et Pol. из средневолжских отло-
жений Восточно-Европейской платформы (Русской и Печорской плит), представленных двумя литологиче-скими типами разрезов. Небольшой разброс изотопных данных, полученных для большинства раковин фора-минифер, указывает на близкие гидрологические показатели в разных частях бассейна. Полученные нами по фораминиферам температурные данные соответствуют палеоклима-тическим, палеобиогеографическим и палеоэкологическим реконструкциям на исследуемой территории. Наши результаты подтверждают, что средняя волга была теплым интервалом в истории Земли. Мы предполагаем, что значительное смещение величины 8180 карбонатных раковин в сторону низких значений из скв. Усть-Цильма и обн. на р. Пижме могло происходить под влиянием факторов, облегчающих изотопный состав кислорода вод палеобассейна, впрочем, не исключено и постседимента-ционное изменение состава карбоната за счёт обмена.
Фотоизображения фораминифер были получены на СЭМ аналитиком
B. Н. Филлиповым, за что авторы выражают ему благодарность.
Работа выполнена при поддержке программы фундаментальных исследований УрО РАН (проекты № 12-У-5-1027, 12-П-5-1011) и гранта РФФИ № 11-05-00620.
Литература
1. Барсков И. С., Кияшко С. И. Изменения термического режима юрского морского бассейна ВосточноЕвропейской платформы на рубеже кел-ловей/оксфорд по данным анализа стабильных изотопов в рострах белемнитов // Доклады АН, 2000 Т. 372. № 4.
C. 507—509. 2. Ветошкина О. С., Лыюров С. В. Новые данные по изотопам углерода и кислорода фоссилий из верхнеюрских отложений (север Русской плиты) // XIX Симпозиум по геохимии изотопов им. академика А. П. Виноградова: Тезисы докладов. М., 2010. С. 60—63. 3. Ветошкина О. С., Лыюров С. В., Бушнев Д. А. Изотопный состав углерода и кислорода раковин юрских эпистомин в бассейне р. Унжи // Современные проблемы теоретической, экспериментальной и прикладной минералогии (Юшкинские чтения-2013): Материалы минерал. семинара с межд. участием. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2013. С. 442—444. 4. Ветошкина О. С. Реконструкция палеосреды по изотоп-
ным исследованиям верхнеюрских биогенных и абиогенных карбонатов (север Русской плиты) // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН. Сыктывкар: Геопринт,
2010. № 9. С. 4-6. 5. Галимов Э. М. Природа биологического фракционирования изотопов. М: Наука, 1981. 242 с. 6. Захаров В. А., Боден Ф., Дзюба О. С. и др. Изотопные и палеоэкологические свидетельства высоких палеотемпера-тур в кимеридже Приполярного Урала // Геология и геофизика, 2005. Т. 46. № 1. С. 3—20. 7. Захаров Ю. Д., Борискина Н. Г., Попов А. М. Реконструкция условий морской среды позднего палеозоя и мезозоя по изотопным данным (на примере севера Евразии). Владивосток: Дальнаука, 2001. 112 с. 8. Лыюров С. В. Юрские отложения севера Русской плиты. Екатеринбург: УрО РАН, 1996. 139 с. 9. Практическое руководство по микрофауне СССР. Т. 5 Фораминиферы мезозоя / Министерство геологии СССР, ВНИГРИ. Л.: Недра, 1991. 375 с. 10. Ренгартен Н. В., Кузнецова К. И. Пирокластический материал в позднеюрских осадках Русской платформы // Доклады Академии наук СССР, 1967. Т. 173. № 6. С. 1422—1425. 11. Селькова Л. А, Ветошкина О. С., Лыюров С. В. Результаты изучения естественных разрезов юрских отложений в окрестностях с. Визинги (Республика Коми) // Вестник Института геологии. Сыктывкар: Геопринт, 2011. № 9. С. 7—13. 12. Чирва С. А, Месежников М. С., Яковлева С. П. Верхнеюрские отложения Сысольского и Яренгского слан-ценосных районов Русской платформы // Изв. АНСССР. Сер. геол., 1988. № 4. С. 38—50. 13. Фурсенко А. В., Поленова Е. Н. Фораминиферы нижнего волжского яруса Эмбенской области (район Индерского озера) // Тр. ВНИГРИ. Нов. сер., 1950. Вып. 49. С. 5—88. 14. Щепетова Е. В. Седиментология и геохимия углеродистых толщ верхней юры и нижнего мела Русской плиты: Автореф. дис. канд. г.-м. наук. М.,
2011. 27 с. 15. Anderson T. F., Arthur M. A. Stable isotopes of oxygen and carbon and their application to sedimentologic and environmental problems. In: Arthur M. A., Anderson T. F., Kaplan I. R., Veizer J., Land L. S. (Eds.), Stable Isotopes in Sedimentary Geology. SEPM Short Course, 1983. V. 10. Рp. 1—151. 16. Bowen R Mesozoic climates and isotopes // Isotopes and Climates. London, N. Y., Elsevier Applied Science, 1991. Р. 336—375. 17. Dera G, Brigaud B, Monna F., Laffont R., Puceat E., Deconinck J.-F., PellenardP., JoachimskiM. M, Durlet Ch. Climatic ups and downs in a disturbed Jurassic world. Geology, 2011. V. 39. №. 3.
P. 215—218. 18. Dromart G, Garcia J. P, Picard S, Atrops F., Lecuyer C., Sheppard. S.M.F, 2003. Ice age at the Middle-Late Jurassic transition? Earth and Planetary Science Letters 213, 205—220. 19. Jenkyns H. C. Relative sea-level change and carbon isotopes: data from the Upper Jurassic (Oxfordian) of central and Southern Europe, 1996. Terra Nova 8, 75—85. 20. Epstein S, Buchsbaum R.., Lowenstam H. A., Urey H. C. Revised carbonate-water isotopic temperature scale. Geological Society of America Bulletin, 1953. V. 64. P. 1315—1326. 21. Jenkyns H. C, Jones C. E., Grocke D. R.., Hesselbo S. P., Parkinson D. N. Chemostratigraphy of the Jurassic System: applications, limitations and implications for palaeoceanography. Journal of the Geological Society, 2002. London 159, 351—378. 22. Kump L. R., Arthur M. A. Interpreting carbon-isotope excursions: carbonates and organic matter, Chem. Geol. 161 (1999) 181—198. 23. Lecuyer C., Picard S, Garcia J.-P., Sheppard S.M.F., Grandjean P. Dromart, G. Thermal evolution ofTethyan surface waters during the Middle-Late Jurassic: evidence from S18O values of marine fish teeth, 2003. Palaeoceanography 18, 1076. 24. Padden M, Weissert H, Funk H., Schneider S, Gansner C. Late Jurassic lithological evolution and carbon-isotope stratigraphy of the Western Tethys, 2002. Eclogae Geologicae Helvetiae 95, 333—346. 25. Shackleton N. J., Kennett J. P. Palaeotemperature history of the Cenozoic and the indication of the Antarctic glaciation: oxygen and carbon isotope analyses in DSDP sites 277, 279, 281 // 1 nit. Reports of the Deep Sea Drilling Project, 1975. V. 29. P. 742—755.
26. Shackleton N. J. The oxygen isotope stratigraphic record of the Late Pleistocene. Philosophical Transactions of the Royal Society of London B., 1977. 280, 169—182.
27. Spero H. J., Bijma J., Lea D.W., Bemis B. E. Effect of seawater carbonate concentration on foraminiferal carbon and oxygen isotopes, 1997.Nature 390, 497—500.
28. Veizer J. Celestial climate driver: a perspective from four billion years of the carbon cycle. Geoscience Canada, 2005. 32, 13—28.Veizer J. 2005. 29. WeissertH, Mohr H. Late Jurassic climate and its impact on carbon cycling, 1996. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 122, 27—43. 30. Wang F, Zhou X.-H, Zhang L.-C, Ying J.-F., Zhang Y.-T, Wu F.-Y, and Zhu R.-X. Late Mesozoic volcanism in the Great Xing'an Range (NE China): Timing and implications for the dynamic setting of NE Asia: Earth and Planetary Science Letters, 2006. V. 251. P. 179—198.
Рецензент к. г.-м. н. В. А. Салдин
-И
