6 лет назад
Нету коментариев

Определение глубины отложения осадка в ископаемом водоеме представляет одну из труднейших задач палеогеографии и — нужно сказать прямо — в очень большом числе случаев не допускает решения вообще, либо же дает решения неуверенные и расплывчатые в смысле указания пределов возможных глубин и лишь в некоторых случаях — решения, достаточно четкие и строгие. Тем обстоятельнее должен быть анализ и оценка критериев, которые следует положить в основу батиметрических заключений палеогеографа.

Три круга признаков используются обычно для суждения о глубинах отложения осадка: его органические остатки (флора и фауна), некоторые специфические минеральные новообразования и общие петрографические черты осадка, его структуры и текстуры.

Наиболее отчетливые и яркие свидетельства относительно глубин дают остатки растительных форм — водорослей и, так называемых, морских трав, представителей цветковых. Это не случайно. Подводные растения, как и наземные, не могут существовать без солнечного света, свет же проникает в морскую воду на ограниченную глубину. Для различных лучей спектра глубина эта очень различна. Красные лучи поглощаются быстрее всего, фиолетовые же проникают наиболее далеко в воду. Кроме того, проникновение света зависит от высоты солнца над горизонтом (т. е. широты места) и от прозрачности воды. Поэтому на разных широтах глубина проникновения света лежит между 200 и 550 м и даже еще глубже. Поскольку, однако, для фотосинтеза требуется определенная напряженность света, глубины обитания донных водорослей значительно меньше. Хлорофиллоносные растения населяют главным образом верхние части освещаемой области от 0 до 50 м; на глубинах между 50 и 100 м донная флора быстро замирает и лишь в единичных случаях переступает изобату 100 м. При этом в распределении донных водорослей по глубинам замечается определенно выраженная зональность. На минимальных глубинах, в литоральной зоне обитают главным образом зеленые или сине-зеленые водоросли, к которым подмешиваются лишь единичные формы бурых и багряных водорослей. От линии максимального отлива до глубины примерно 27 м обитают преимущественно бурые водоросли; по наиболее распространенному роду Laminaria эту зону часто называют ламинариевой. Водоросли в этой зоне приурочены к скалистому и раковинному грунту, на илистых же и илисто-песчаных грунтах в изобилии произрастает морская трава. От 27 до 90 м господствуют известьвыделяющие багряные водоросли из семейства Corallinaceae. Ниже, как указывалось, донная флора в море практически исчезает. Таким образом, вся морская флора является типично мелководной и в этом отношении представляет исключительный интерес как мерило глубин ископаемых фаций.

Значительно шире по глубинам распространены выделяющие известь донные животные. Не имея возможности разобрать местообитание каждой крупной группы в отдельности, мы изобразили вертикальное их распространение графически (рис. 17).

Распределение по глубинам основных групп бентоса (по сводкам Динера, Циттеля, Кэшмана, Твенхофела и др.)

Распределение по глубинам основных групп бентоса (по сводкам Динера, Циттеля, Кэшмана, Твенхофела и др.)

Изучая диаграмму, нетрудно видеть, что подавляющая масса современного зообентоса привязана к верхней половине шельфа (от 0 до 100 м) и особенно к верхней четверти его (от 0 до 50 м). Здесь живет главнейшая часть донных фораминифер, большинство пелеципод, гастропод, все рифостроющие кораллы, все известковые и кремнисто-роговые губки, часть каменистых, а также большая часть мшанок, почти все беззамковые брахиоподы, много морских ежей. Все эти группы связаны либо пищевыми взаимоотношениями, либо общностью грунта (например, обитанием на скалах, на песке, в иле), либо же тем, что одни организмы (например, пелециподы) являются удобным местом прикрепления для других, например, для багряных и бурых водорослей, мшанок и т. д. Благодаря таким биологическим взаимоотношениям, перечисленные группы организмов встречаются совместно, образуя богатейшие по разнообразию видов прибрежные сообщества или биоценозы, занимающие определенные площади по глубине и грунту и переходящие по простиранию одни в другие. Коралловые рифы и раковинные банки (устричные, мидиевые и др.), колоссальные фораминиферовые популяции на громадных зарослях водорослей и морской травы — вот характерные представители биоценозов верхней, наиболее обитаемой, половины шельфа.

Помимо общего видового богатства, у этих мелководных биоценозов имеются некоторые внешние характерные отличия: раковины образующих их видов обычно крупные, толстостворчатые и несут разнообразные признаки механических повреждений действием волн или других животных. Лишь обитатели глинистых мелководных грунтов обладают тонкой раковиной небольших размеров и в этом отношении имитируют биоценозы более глубоких илистых грунтов.

Нижняя часть шельфа на глубинах 100—200 м населена уже менее богато и разнообразно. Главнейшие обитатели этой полосы — мшанки, брахиоподы, каменистые губки, морские ежи; к ним подмешиваются гастроподы, пелециподы, фораминиферы и др. В этой зоне впервые начинает появляться и подмесь раковинок отмерших планктонных форм фораминифер. Разнообразие биоценозов начинает убывать. Из трех характерных типов сообществ, — коралловых рифов, раковинных банок, подводных водорослевых лугов, — сохраняется лишь один — биоценоз раковинных ба­нок. Сами раковины становятся меньше по размерам и тонкими.

В батиальной области, охватывающей верхнюю часть континентального склона, обитают частью брахиоподы и мшанки, частью морские ежи, некоторые одиночные кораллы, донные фораминиферы, в основном же криноидеи и кремневые шестилучевые губки. К этим бентонным формам по мере углубления все больше присоединяются раковинки планктонных фораминифер, которые и становятся здесь господствующим элементом в комплексе присущих осадку органических остатков. Ракушечные поля из скоплений главным образом брахиопод еще встречаются у верхней кромки батиальной зоны, но затем быстро исчезают. Лишь заросли криноидеи и кремневых губок оживляют местами однообразный пейзаж, все слабее, по мере углубления, населенного глинистого осадка. Сами обитатели ила становятся малорослыми и тонкостворчатыми.

Еще в большей степени проявляется обеднение фауны на нижней части континентального склона и на океаническом дне, которое хотя и не представляет собой настоящей пустыни, но заселено все же крайне слабо.

В нарисованной картине видно, что органический мир современного моря достаточно хорошо реагирует на батиметрические условия своего существования и указанные выше области — верхняя и нижняя части шельфа и батиальная зона — отчетливо различаются по своей биологи­ческой характеристике. Спрашивается, можно ли, и в какой мере, пользоваться этой схемой для палеогеографии бывших морских водоемов? Опыт показывает, что в общем возможно, однако с рядом неизбежных ограничений.

Для эпох сравнительно недавних, как четвертичная и верхнетретичная, для которых возможно непосредственное сравнение видового состава современной и ископаемой фаун, заключения по фауне относительно глубин ископаемой фации, конечно, вполне реальны, порой даже до значительных деталей, до прямой аналогии конкретного ископаемого биоценоза с конкретным современным. Так обстоит, например, дело с плиоценовыми осадками Крымско-Кавказской зоны, биоценозы которых Н. И. Андрусов и А. Д. Архангельский прямо сопоставляют с биоценозами Каспийского моря. Но чем дальше вглубь времен мы отодвигаемся, тем резче становится различие ископаемого и современного населения моря, тем более общими и расплывчатыми становятся сопоставления. Приходится, ограничиваться сравнением не видового и родового состава организмов, а их группового состава, комбинаций отрядов и классов. При таких сравнениях выясняются два в высшей степени важных обстоятельства. Во-первых, в основных своих чертах то распределение главнейших групп морских организмов по глубинам, которое охарактеризовано выше, удерживается до очень глубокого прошлого, до верхнего палеозоя включительно, или даже до девона включительно. Ниже органический мир становится настолько отличным от современного, что и такие общие сопоставления делаются затруднительными. Во-вторых, для некоторых из дошедших до нас групп даже на ограниченном отрезке времени — от девона доныне — намечаются ясно выраженные изменения. Так, криноидеи, ныне в главной массе обитающие в глубоких частях моря, в верхнем палеозое являются типичным компонентом коралловых рифовых построек, водорослевых известняков, фораминиферовых, — в частности фузулиновых, — известняков и других пород, в мелководном генезисе которых ни у кого нет ни малейших сомнений. Это значит, что верхнепалеозойские криноидеи, в отличие от современных, обитали в прибрежной полосе от 0 до 50 и 100 м глубины и лишь впоследствии (как полагают — в мезозое) мигрировали на большие глубины. Точно так же распространение верхнепалеозойских ринхонеллид и теребратулид и их ассоциация с другими организмами указывают на их преимущественную привязанность к мелководью, тогда как сейчас эти семейства обитают в более глубоководной области. Возможно, что существуют и иные, более мелкие черты отличий в батиметрическом распределении форм по морскому дну, пока еще не достаточно выясненные. Важно отметить характер самих отличий. В обоих случаях речь идет о переходе организмов из мелководья в область больших глубин. Это едва ли случайно. Мы должны иметь в виду, что первичные организмы, оформившиеся в первобытном океане из растворов органических веществ, были, вероятно, планктонными формами. Лишь впоследствии часть их под влиянием борьбы за существование вторично перешла к обитанию на дне, причем, как обычно бывает, первыми сделали этот шаг растения, а затем животные. Первый бентос должен был появиться, таким образом, где-то в мелководной области, но едва ли у самого берега, и уже отсюда началась миграция отдельных форм частью в литоральную зону, но главным образом па глубины, т. е. на площади, где жизненная конкуренция пока еще отсутствовала. С развиваемой точки зрения миграция криноидей, ринхонеллид и теребратулид на глубины не просто любопытный случай, но отражение общего закономерно протекавшего в геологическом прошлом процесса за­воевания бентосом морских пучин.

Установление этой общей тенденции приводит к выводу, имеющему явное методологическое значение: сообщества, которые ныне являются более глубоководными, в прошлом могли жить на меньших глубинах. Это особенно касается таких ассоциаций, как мшанково-брахиоподовый биоценоз, губковый, эхинидный и др. Для верхнепалеозойского времени эти заключения, как будто, достаточно оправдываются фактическим материалом. Таким образом, схема батиметрического распределения главнейших групп морской фауны и флоры, данная выше, в ее самых общих чертах применима для большого отрезка времени, вероятно, до девона включительно. Но при практическом ее использовании необходимо по мере углубления в прошлое считаться с возможностью некоторого уменьшения глубины сходных биологических ассоциаций, так сказать, придвигания древних биоценозов к берегу сравнительно с их современными аналогами.

Помимо органических остатков, помощь в определении батиметрических условий отложения фаций оказывают также некоторые химические образования в морских илах. Это — карбонатные, железистые и марганцевые оолиты, бокситовые бобы, фосфориты, глауконит (рис. 18).

Распределение по глубинам моря некоторых хемогенных минералов

Распределение по глубинам моря некоторых хемогенных минералов

Кальцитовые оолиты Каспия, Красного моря и Багамской банки (близ полуострова Флориды) представляют собой шарики величиной обычно в просяное зерно; в центре оолита находится постороннее тело — кварцевая песчинка, обломок раковины, сгусток карбонатного ила — и вокруг него ряд тончайших кальцитовых оболочек, собственно и слагающих зерно. Нередко 2—3 оолита сливаются и одеваются общими дополнительными оболочками. С другой стороны, встречаются оолиты раздробленные, ставшие центром нового оолитообразования, и оолиты, продырявленные сверлящими водорослями-В настоящее время массовые накопления кальцитовых оолитов зарегистрированы в Красном море. Во всех случаях они приурочены к минимальным глубинам, от 0 до 10 м, и нередко, как было указано выше, выбрасываются волнами на берег и принимают участие в составе береговых дюн. На основании этих и других наблюдений над ископаемыми кальцитовыми оолитами уже давно признано, что оолитовые накопления представляют собой характернейшие образования ничтожных глубин и подвижной, волнующейся среды. Однако физические основания для такой их локализации оставались не вполне ясными. В настоящее время — после исследования условий равновесия СаСО3 в морских водоемах (К. Бух, Г. Ваттенберг) — эти причины можно, по-видимому, считать разъясненными. Дело в том, что в морских бассейнах, особенно теплых и засушливых районов, СаСОз в поверхностных слоях не только насыщает, но и резко пересыщает воду — до 350% от насыщения. При этом опытами установлено, что пересыщенные растворы СаСОз отличаются значительною стабильностью, так что для разгрузки их от избыточного кальцита требуется обычно не только затравка в виде какого-то зародышевого центра (кристаллика СаСОз), но и энергичное и длительное встряхивание. Это встряхивание в природе осуществляется волнениями в прибрежной зоне, а роль зародышевых кристаллов играет муть, поднимаемая со дна, обломочки ракушек. кварцевые песчинки, раньше осевший кристаллический кальцит. Вот почему кальцитовые оолиты так тяготеют к прибрежной полосе и являются характерными для нее образованиями.

Мелководными, хотя и не столь прибрежными, образованиями являются железистые, марганцовые и бокситовые оолиты.

Современные железистые оолиты были обнаружены. Е. Пратье в осадках Северного моря, где они располагаются главным образом между изобатами 35—40 м, хотя отдельные оолитовые зерна встречаются и на меньшей и на большей глубине. Строение железистых оолитовых зерен аналогично оолитам кальцита; ядром является всегда кварцевая песчинка или какое-нибудь другое минеральное зерно.

Среди ископаемых осадков железистые оолиты пользуются весьма большим распространением. При общности структурных особенностей со всеми другими оолитовыми образованиями, они отличаются более сложным минералогическим составом и слагаются главным образом гематитом или гидрогематитом и лептохлоритовыми минералами (шамозитом и др.), дающими чередующиеся концентры; превалируют то окисные, то силикатные минералы. Часто с ними ассоциируется еще сидерит, но, по наблюдениям ряда геологов и минералогов (Г. Берг, Л. Кайё, А. Хайес, П. Вагнер), этот минерал развивается вторично. Кроме цельных оолитов, в мезозойских осадках очень часто встречаются оолиты поврежденные, с выщербленными краями, с отставшими друг от друга концентрами (причем щели заполнены кальцитом или сидеритом), или даже расколовшиеся на более или менее крупные куски. Обломки оолитов или их концентров становятся часто ядрами новых оолитовых зерен, указывая тем самым на многократное пепемы-вание или переотложение осадка в процессе его формирования. Почти повсеместно оолиты несут следы деятельности сверлящих водорослей (Girvanella), прободающих отдельные участки зерен. Хайес отмечает их для нижнесилурийских оолитовых железных руд Ньюфаундленда, Кайё — для всех палеозойских и мезозойских руд Франции, Гауб — для юрских руд Швабии, Берг — для нижне- и среднеюрских руд Эльзас-Лотарингии. Это обстоятельство в совокупности с другими, отмеченными выше, особенностями оолитовых железных руд ясно указывает на их весьма мелководную природу (верхняя четверть шельфа). Накопляясь местами огромными массами, железистые оолиты формируют нередко настоящие железорудные месторождения крупного промышленного значения (керченские руды и т. д.).

Совершенно теми же особенностями обладают, как показали исследования Е. В. Рожковой и А. Г. Бетехтина, оолитовые бокситовые и марганцовые накопления, которые, следовательно, также должны быть причислены к категории весьма мелководных образований и могут ис­пользоваться палеогеографом, как признак верхней части шельфа.

Локализация оолитовых образований Fe, Мn, А12О3 на очень малых глубинах достаточно объясняется химическими свойствами этих элементов. Все они дают истинные или коллоидальные растворы, устойчивые лишь в строго определенных условиях, существующих главным образом в пресных и подкисленных водах. Когда такие воды поступают в соленый и щелочной морской водоем, соединения Fe, Мn, А12О3 коагулируют уже вблизи берега и обогащают осадок иногда до стадии рудного тела. Тот факт, что песчинки обычно бывают заряжены отрицательно по отношению к воде, а золи железа и алюминия — положительно, объясняет, что оседающие гели обволакивают песчаный материал и образуют оолиты. Исходя из того, что в ряду А12О3 — Fe — Мn окислы алюминия наименее, а окислы марганца наиболее устойчивы, в водных растворах, можно полагать, что бокситовые морские руды будут характеризовать наиболее близкие к берегу и мелкие места, тогда как марганцовые — наиболее удаленные. По-видимому, так оно и есть, ибо в ряду бокситы—железные руды—марганцовые руды между каждой соседней парой можно наблюдать все постепенные переходы, тогда как между крайними членами переходов не констатировано. При указанном только что размещении руд по глубинам и относительно береговой линии эта закономерность совершенно понятна.

Фосфориты в современных морях найдены в ограниченном числе мест — у южной оконечности Африки (Агульясская банка), у побережий Калифорнии, у Ньюфаундленда и в других местах (всего, по исчислению Г. И. Бушинского, в 10 пунктах). Чаще всего они ассоциируются главным образом с песчанистыми или глинисто-песчанистыми осадками и располагаются на глубинах от 50 до 150 м, т. е. в средней части шельфа. По исследованиям А. В. Казакова, такая локализация не случайна, но объясняется механизмом образования фосфоритов. ‘Как показывают наблюдения над современными бассейнами, минимальные содержания Р2О5 (0—30—40 мг/м3) свойственны самой верхней части воды, от 0 до 50 м. Далее до глубины 500 ж идет быстрое возрастание Р2О5, (до 300 мг/м3) и затем с некоторыми колебаниями это содержание удерживается до самых больших глубин. Аналогичные изменения в вертикальном разрезе бассейна свойственны и СО2. Такое размещение Р2О5 и СО2 объясняется тем, что главным источником и того и другого вещества является разложение отмерших организмов, частью донных, частью планктонных, опускающихся после смерти на дно. Наличие СО2 при этом имеет огромное значение для удержания в растворе фосфорнокислых солей: с уменьшением СО2 их растворимость быстро падает и фосфаты выпадают в осадок.

Представим себе теперь, что вдоль края шельфа идет восходящее глубинное течение, в результате которого вода, перемещаясь в горизонтальном направлении, в то же время поднимается к верхним горизонтам бассейна. Вследствие уменьшения парциального давления СО2 в этих восходящих слоях морской воды, последняя становится насыщенной СаСОз, который выпадает в первую очередь; несколько позже в верхней половине шельфа идет кристаллизация фосфата кальция. Таким образом, фосфатонакопление происходит на шельфе за счет химического осаждения фосфата кальция из морской воды восходящих глубинных течений, могущих содержать Р2Ог, до 300—600 мг/м3. «Химическая седиментация фосфатов, — пишет А. В. Казаков, — не может происходить в зоне фотосинтеза (0—50 м), где растворенный в морской воде фосфор энергично потребляется фитопланктоном, а также в более глубоких областях моря (ориентировочно более 200 м), где высокое содержание СО2 препятствует образованию условий пересыщения. Химическое осаждение фосфатов наступает в верхней и средней части шельфа, т. е. на глубинах ориентировочно 100+50 м». Фосфориты геологического прошлого по своим признакам гораздо разнообразнее фосфоритов современных. Однако учет всех их особенностей позволяет и их генезис более или менее уложить в рамки только что охарактеризованной концепции. Отсюда вытекает, что фосфатонакопление в настоящий момент можно использовать как один из критериев глубины отложения той или иной фации ископаемого водоема.

В тесной связи с фосфоритами, — во всяком случае фосфоритами желвакового типа, — стоит глауконит.

Этот минерал пользуется в настоящее время широким распространением, образуя широкие полосы по побережьям Африки, Америки, Австралии. Глубина его отложения сильно варьирует от немногих десятков до сотен метров, однако максимальное глауконитообразование приходится на глубины около 200 -м, на так называемую иловую линию, т. е. глубину, от которой начинается господство глинистых осадков. К сожалению, генезис глауконита с химической точки зрения до сих пор не расшифрован, почему и причины тяготения глауконита к глубинам около 200 м нам неясны. В данном случае приходится оперировать его батиметрией просто как эмпирическим фактором.

Сопоставляя, как это сделано на рис. 18, батиметрическую локализацию кальцитовых, железистых, марганцовых и бокситовых оолитов, фосфоритов и глауконита, нетрудно видеть, во-первых, что все они укладываются, в общем, в рамки шельфа или лишь слегка выходят за его пределы и, во-вторых, что внутри шельфа перечисленные минералы выстраиваются в некоторый последовательный ряд, намечающий некоторую внутришельфовую минералогическую зональность. От берега до немногих метров глубины располагаются кальцитовые оолиты, за ними до 50—60 м следуют оолиты бокситовые, железистые, марганцовые (вероятно, в порядке их перечисления), затем на глубинах 100+50м располагаются фосфориты и около иловой линии (200+100 м)—глауконит. Указанные минералогические зоны шельфа следует понимать, конечно, лишь как области, максимально благоприятные для возникновения свойственных им минералов, и как главную арену их генезиса. В действительности образование каждого минерала заходит иногда за границы зон, откуда и возникают сложные минералогические комплексы: железисто-фосфатовый, фосфато-глауконитовый, марганиоао-фосфатовый и др. Но даже и при наличии такого рода захождения друг за друга ареалов отдельных минералов общая зональность хемогенного минералообразования на шельфе в настоящее время вырисовывается достаточно отчетливо и может служить для целей реконструкции батиметрии водоемов геологического прошлого.

Что касается петрографических признаков осадка как такового, его структуры и текстуры, то в этом отношении для батиметрии удается использовать лишь немногое. Грубозернистые — гравийные, грубопесчаные, ракушечниковые — осадки, с неправильной невыдержанной слои­стостью, со следами перерывов и переотложения только что отложенных слоев, указывают на условия мелкого моря, на отложение осадка в области действия волнений, хотя в некоторых случаях почти все эти особенности могут быть вызваны действием сильных волнений и на относительно глубоком месте. Разобраться в этой неопределенности позволяет палеогеографическая карта. Если перечисленные признаки осадка проявляются в периферической области развития изучаемых пластов, вблизи предполагаемой береговой линии, они могут толковаться только как свидетельство мелководности зоны. При их констатации внутри широкого ареала развития морских пород следует думать о действии глубинных течений. Отсутствие указанных выше структурных и текстурных признаков в осадке обычно истолковывают как указание на относительную глубоководность его отложения, но исключений и отклонений здесь может быть еще больше.

Вообще относительно признаков глубины отложения ископаемых осадков необходимо иметь в виду следующее. В то время как существует ряд прямых и достоверных положительных критериев мелководности осадка (т. е. его принадлежности к неритовой зоне), положительные и прямые критерии глубоководности (т. е. осаждения в батиальной и абиссальной областях) отсутствуют. Отсюда, естественно, получается, что определение мелководности ископаемых фаций только в редких случаях бывает затруднительным и спорным, определения же глубоководности, как правило, всегда страдают условностью, мало надежны и неубедительны. Как только мы переступаем изобату, примерно 200 м, и переходим в зону илистых отложений, все черты осадков — фаунистические, минералогические — нивелируются, сглаживаются, унифицируются и изменение глубин на сотни и даже тысячи метров не находит себе эквивалентного отражения в осадке. В этом роковая для палеогеографических реконструкций ископаемых морей особенность морской седиментации. Отправляясь от предполагаемой древней береговой линии, мы обычно можем различить осадки литоральные и верхней четверти шельфа от осадков его середины и низов, но дальше все сливается в единую «серую массу» нерасчленяемых батиметрически, обычно глинистых, осадков центральных частей моря. Определение истинных глубин этой центральной котловины по ее осадку остается задачей, пока в подавляющем большинстве случаев неразрешимой.

Исследования последних лет показали все же, что и в этой области порой, при подходящем стечении обстоятельств, могут быть получены весьма интересные и достоверные результаты.

Мы имеем в виду последние работы в области изучения артинских (нижнепермских) пород Башкирского Приуралья, проведенные Д. Ф. Шамовым (г. Уфа). Здесь наблюдаются следующие соотношения. В западной полосе Приуралья за артинское время накопилась огромная, до 1200 м, толща рифовых известняков, сложенных кораллами, морскими лилиями, фузулинами, водорослями; по всем признакам толща эта отложилась на глубинах от нескольких до немногих десятков метров. К востоку рифовая фация сменяется толщей всего в 90—120 м тонкозернистых карбонатно-глинистых пород с остатками главным образом планктона (радиолярии) и губок и с редкими фузулинами; в составе этой толщи удается распознать все те же стратиграфические горизонты, что и в рифовой фации. Переход рифовой фации в карбонатно-глинистую постепенный, без тектонических нарушений. О чем говорят эти соотношения? Накопление мощной толщи мелководных рифовых осадков возможно лишь при условии одновременного прогибания, погружения морского дна, которое компенсировало прирост осадка и не давало возможности котловине совсем заполниться осадком. За артинское время площадь рифов прогнулась таким образом на 1200 м. Но если это так, то, очевидно, и соседняя зона маломощных карбонатно-глинистых осадков должна была погрузиться на те же 1200 м, что и рифы, но только здесь осадок по своей маломощности не компенсировал прогибания. Отсюда логически вытекает, что к концу артинского времени глубина области карбонатно-глинистой фации должна была достигать по крайней мере 1000 м.

Этот частный случай сам собой напрашивается на обобщение. Совершенно тот же прием применим, очевидно, во всех случаях, когда мощность осадка центральных частей моря заметно меньше мощности его мелководных осадков. Самое вычисление глубины этих центральных частей моря для любого момента седиментации может идти по формуле:

H=M+h-m

где Н — искомая глубина центральной фации, М— мощность соседней мелководной фации к моменту, на который ведется расчет, h — средняя предполагаемая глубина отложения этой мелководной фации и т— мощность центральной фации к рассчитываемому моменту. Понятно, что Н в данном случае дает только верхний предел глубин, а не истинную глубину центральной котловины, которая, возможно, была еще большей.

Когда мощности центральных фаций больше мощностей прибрежных, наша формула, конечно, неприменима, и вся проблема батиметрии центральной котловины моря повисает в воздухе.

Из сказанного явствует, что в вопросе об определении глубин ископаемых морей исследователь, если он хочет быть максимально объективным, должен всегда базироваться не на одном каком-либо признаке, а на совокупности их, одни данные проверять другими, не довольствоваться достигнутым до него, искать новые пути и возможности для проникновения в «туманные дали» батиметрии морей прошлого. В этой области работа лишь начинается, и нас ждет много неожиданных и интересных открытий.