Глобальные катастрофические события и их роль при стратиграфических
корреляциях осадочных бассейнов разного типа

1.3.2. Изотопные исследования.

Изучение изотопного состава серы в осадочных породах достаточно информативно. По мнению специально исследовавших этот вопрос В.А. Гриненко и Л.Н.Гриненко [1974] изотопный состав серы отражает условия осадконакопления: аэрацию придонной воды, скорость седиментации и интенсивность сульфатредукции. В практике геохимических работ определяется соотношение изотопов ³⁴S и ³²S в образцах по сравнению с этим соотношением в стандарте. Величина д³⁴S (в ^o/_oo) находится по формуле:
д³⁴S (^o/_oo)= 1000 (R обр./R ст. -1),
где
R обр.= ³⁴S/³²S в образце, а R ст.= ³⁴S/³²S в стандарте.

За стандарт принято соотношение изотопов в сере троилитной фазы метеорита Каньон Дьяболо, где ³²S/³⁴S= 22,22, а д³⁴S= 0,00. Положительные значения д³⁴S говорят об обогащении изотопом ³⁴S по отношению к сере метеорита, а отрицательные - об обогащении изотопом ³²S.

Поскольку глобальные катастрофические события нередко приводят к возникновению явлений аноксии, можно рекомендовать изучение характеристик аноксии с помощью определения d³⁴S в сингенетичных фрамбоидных пиритах, обычно присутствующих в черных сланцах [Волков, 1984]. Интересные данные по изотопии серы были получены канадскими геологами при исследовании верхнедевонских отложений и характеристике катастрофических событий на границе франского и фаменского ярусов [Geldzetzer et al., 1987; Wang et al., 1996].
Замечательный метод независимого контроля процессов эвстазии предложил Е.Спунер [Spooner, 1976], который использовал метод анализа соотношений изотопов стронция. Скорее всего, главным фактором, контролирующим соотношение изотопов стронция ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во времени являются колебания водного стока с континентов, вызванные изменениями площади суши. Это отношение в морской воде меньше, чем в воде, поступающей с суши, вследствие обмена, происходящего в гидротермальных конвективных системах срединных океанических хребтов. Существует достаточно четкая корреляции между этим отношением и другими данными по эвстатическим колебаниям для оксфордского века и для всего кайнозоя [Хэллем, 1983].

Изотопный состав кислорода органогенных карбонатов контролируется целым рядом факторов, из которых наиболее важными явдляются температура и соленость воды. Используется соотношение различных изотопов кислорода -d¹⁸O/¹⁶O. Повышение значенияd¹⁸О может означать тенденцию к похоладанию, либо к повышению солености воды бассейна седиментации. При этом необходимо сделать несколько допущений: а) карбонат CaCO₃ раковины отлагался в изотопном равновесии с кислородом морской воды; б) постседиментационных изменений первичных изотопных соотношений не было; в) отсутствовал специфический для видов "жизненный" эффект; г) отсутствал какой-либо эффект, вызванный изменением в глубине обитания носителя раковины или в плотности морской воды.
Многие раковины (фоссилии), хорошо сохранившиеся в ископаемом состоянии, удовлетворяют первому требованию; можно также принять меры, чтобы свести к минимуму ошибки, связанные с диагенозом и другими постседиментационными изменениями. Оценка влияния указанных четырех факторов на температуру по фораминиферам показала, что совокупный эффект влияния их составляет примерно 2-3 ^оС для любого данного значения [Berger et Gardner, 1975; Savin et Stehli, 1974].

Известны такие значения фракционирования изотопов, которые свидетельствуют о видовой специфичности. В частности симбиотические водоросли, находящиеся в клетках фораминифер или тканях кораллов, поставляют обогащенный ¹⁶О метаболический CO₂ во внутренний фонд организма-хозяина, секретирующего карбонат. Следовательно, значенияd¹⁸O для карбонатных форм этих организмов дают температуры, отличающиеся повышением на несколько градусов - до 5^оС [ Erez.1978].

Измеряемые изотопные величины зависят от изотопного состава морской воды, в которой формировался скелет (д_w в приводимом ниже уравнении). Испарение морской воды удаляет более легкий изотоп ¹⁶О, обогащая таким образом морскую воду более тяжелым изотопомd¹⁸О. В современном открытом океане с соленостью в диапазоне 33 - 38 вариацииd¹⁸О достигают 1.5 . Кроме региональных вариацийd¹⁸О могут быть и локальные вариации, например образцы морской воды, собранной днем, обогащеныd¹⁸О, поскольку фракционирование СО₂ осуществляется планктоном только днем. Поэтому при интерпретации изотопных значений для образцов из ограниченных водных масс может иметь важное значение отношение локальной биомассы к локальной водной массе.
Температура осаждения кальцита может быть определена по следующему палеотемпературному уравнению, предложенному С.Эпштейном и др. [Epstein et al., 1953], или по его модификациям:
T°C=16.5 - 4.3(д_c - д_w) + 0.14(д_c - д_w)²,
где
д_с=d¹⁸O карбоната кальция относительно стандарта PDB (за стандарт принято соотношение изотопов в ростре белемнита формации Pee Dee мелового возраста (Южная Калифорния, США),
д_w=д¹⁸O карбоната кальция относительно "средней океанической воды" стандарт (SMOW)
и
d¹⁸O= 1000 (Rобр./R ст. - 1) где Rобр.=d¹⁸О/¹⁶O образца, а Rст.=d¹⁸О/¹⁶O стандарта.
Например, выражениеd¹⁸О = 10 означает, что изотопное отношение образца превышает изотопное отношение стандарта на 10 частей на 1000, или на 10 или на 1%. Ясно, что невозможно определить точное значение д_w для геологического прошлого, и это ограничивает применимость метода, но предположение о вариациях изотопного состава морской воды привело к созданию инструмента для изучения в первую очередь позднего кайнозоя, когда образовались полярные ледяные шапки. В дальнейшем метод изучения колебания температур и в более древних отложениях применяется c большим успехом.

Изотопный состав углерода также несет важную геологическую информацию. В седиментологических исследованиях широко используется величина соотношения изотоповd¹³С и ¹²С, как в карбонатных породах (преимущественно известняках и доломитах), так и в органическом углероде. Это соотношение измеряется значениемd¹³С, которое определяется по формуле:
d¹³С= 1000(Rобр./Rст.-1), где Rобр.=d¹³С/¹²C для образца, а Rст.=d¹³С/¹²C стандарта PDB (см. выше).
Отношениеd¹³С/¹²C карбонатных скелетов пелагических организмов отражает прежде всего изотопный состав суммарной углекислоты, растворенной в воде. В процессе фотосинтеза фитопланктон избирательно поглощает преимущественно углекислоту с легким изотопом ¹²С. В результате вертикального переноса и последующего разложения остатков отмерших организмов на дне происходит высвобождение изотопно легкой углекислоты. Таким образом, карбонаты скелетных остатков, обитавших в фотической зоне, обогащаются тяжелым изотопомd¹³С. Степень такого обогащения отражает интенсивность изъятия изотопно легкой углекислоты в процессе фотосинтеза, то есть интенсивность продуцирования органического вещества [Найдин, Кияшко,1989].

Многочисленные данные по карбонатным породам докембрия и палеозоя показывают, чтоd¹³С _карб  оставалось примерно на одном уровне 0 3 ^o/_oo [Галимов,1968; Schidlowski et al., 1983]. Кроме того выявлено, что разница изотопных показателей (д¹³С_орг -d¹³С_карб ) есть своего рода планетарная геохимическая константа, обусловленная процессом фотосинтеза. Она составляет около -25^o/_oo и сохраняет свою величину со времени позднего катархея [Schidlowski et al., 1975]. При средних величинахd¹³С_орг . - 25 иd¹³С_карб . - 0^o/_oo соотношение масс С_орг./ С_карб. в "подвижном резервуаре углерода" [Гаррелс, Маккензи,1974] составляет 0.18 / 0.82 - так называемое соотношение или коэффициент Ронова. Поэтому утяжеление углерода карбонатов (при питании биосферы мантийной СО₂ с постоянным изотопным составомd¹³С - 5^o/_oo) возможно только за счет увеличения резервуара С_орг. Следовательно, величинаd¹³С может служить мерой величины степени фоссилизации С_орг., или доли его, выпадающей из биологического круговорота, а также величины первичной биопродуктивности [Юдович, Кертис, 1988]. Однако, это верно только в среднем и не всякое утяжеление карбонатного углерода можно трактовать именно так. В каждом конкретном случае требуется тщательный анализ, нередко приводящий к различным точкам зрения на природу данного явления.

Последние данные по изотопии углерода позволяют говорить о карбоновой изотопной стратиграфии, дающей возможность коррелировать карбонатные толщи различных бассейнов [Ferreri et al., 1997].