Океанская і кліматична еволюція в міоцені

Океанская і кліматична еволюція в миоцене

И.А.Басов.

Введение

В останнє десятиліття ми є свідками бурхливого розвитку в весь світ досліджень еволюції океанів Землі. Пильний інтерес до змін у океанській середовищі, особливо до тих, що сталися у пізньому кайнозое, пояснюється усвідомленням вирішальної ролі океану у формуванні клімату планети. Тож створення надійних моделей його еволюції у минулому і цієї основі прогнозування коливань у майбутньому дуже важливо відновити хронологічну послідовність океанських процесів та його зв’язку з іншими явищами. Це уможливилося завдяки бурінню у різних океанах протягом трьох десятиріч у рамках міжнародного Проекту глибоководного буріння, а його наступниці - Програми океанського буріння з допомогою бурових судів «Гломар челенджер «і «ДЖОЙДЕС Резолюшн «1. Тисячі свердловин дали до рук дослідників колосальний фактичний матеріал на вирішення різних геологічних проблем, насамперед проблеми еволюції палеосреды. Більше всього даних отримано для позднекайнозойского етапу розвитку Землі. Завдяки вивченню осадового чохла океанів і його залишків різних карбонатних (форамініфери, нанопланктон) і кремінних (радіолярії, діатомеї, силикофлагелляты), планктонних мікроорганізмів, і навіть використанню новітніх (передусім ізотопних) методів вдалося загалом відновити послідовність основних океанських і кліматичних подій не протязі неоген-четвертичного времени.

Эти засвідчили, що у еволюції океанській циркуляції і клімату періоди відносного спокою чи плавних змін змінювалися періодами різких перебудов, що призводило кардинального перерозподілу хімічних і фізичних характеристик в океанській середовищі. Миоценовый етап еволюції Землі - критичний у її кайнозойской історії. Саме міоцені завершився перехід від режиму теплою біосфери, панівною в крейдяне час, до холодної - льодовій, коли клімат планети став визначатися наявністю потужних покривних льодів в полярних областях. Прелюдією до остаточної трансформації послужили тектонічні і з ними океанські події палеогенового часу, які зрештою сприяли перетворенню механізму циркуляції в океані і формуванню системи глобальної циркуляції, як і сучасної. Насамперед це відділення Австралії від Антарктиди й пізніше — розкриття протоки Дрейка, у результаті з’явилася глибоководна зв’язок між Тихим, Атлантичним і Індійським океанами у «високих широтах Південного півкулі і сформувалося сучасне Циркумантарктическое протягом. Виникла термічна ізоляція Антарктиди, і її межах сформувалося покровное обледеніння. Тектонічні процеси в Південній півкулі супроводжувалися рухом літосферних блоків північ. У остаточному підсумку в низьких широтах припинився вільний водообмін між океанами і місці Західного Тетиса утворився Северо-Атлантический басейн, сообщавшийся з Тихим океаном через протоки між Північної та Південної Америкою, і навіть полузамкнутый Середземноморський бассейн.

В середньому міоцені (близько 15−14 млн років тому я) закрився Східний Тетис і циркумэкваториальное протягом, доти определявшее характер глобальної циркуляції, перестало існувати. У кожному з океанів сформувалася власна система циркуляції з меридиональными течіями і перенесенням водних мас і тепла. Вирішальне впливом геть еволюцію океану та клімату надали також тектонічні процеси у Північній Атлантиці, у яких з’явилася стійка зв’язок між Норвежско-Гренландским басейном та Північної Атлантикою, почалося інтенсивне формування північноатлантичною глибинної водної є і її розповсюдження з усього Світовому океану. Всі ці зміни, пік якої припадає на миоценовое час, безпосередньо впливали на характер накопичення опадів і розподіл океанській біоти, що знаходить свій відбиток у осадових разрезах.

Ранний міоцен (23.5−16 млн років назад)

Материалы буріння показують, що льодовий щит в Антарктиді почав формуватися ще в палеогеновое час. Це фіксується по появі в осадочном чохлі матеріалу льодового розносу (уламків порід, разносимых плаваючими крижинами). Найдавніший, раннеолигоценовый вік достовірно встановлено для такого матеріалу в розрізах опадів моря Уэдделла, затоки Придз та південної частини плато Кергелен, і навіть моря Росса. Отримані дані свідчать, що до цього часу льоди Східної Антарктиди досягли навколишнього її шельфу. Про інтенсивному освіті льодового покриву і інтенсифікації циркуляції водних мас поблизу Антарктиди свідчить і яке започаткували формування у «високих широтах Південного півкулі пояса біогенних кременистих опадів, які відзначені на Фолклендском плато, в Аргентинської западині, у западині Эмеральд, у районі моря Росса і на півдні від о. Тасмания 2. Ізотопні дослідження свідчать, що у початку раннього міоцену істотно потепліло після досить різкого похолодання межі олигоцена і міоцену. Це потепління мало глобального характеру і відбито переважають у всіх широтних зонах океану. Причому у різних районах воно проявилося по-різному. У низьких та помірних широтах температури повсюдно були високі. Проведений нами аналіз розподілу планктонних форамініфер в міоценових опадах Північно-Східній Атлантики показав, що все область від екватора Півдні до плато Рокколл північ від була заселена їх досить разноообразной асоціацією. У той самий час у високих широтах і планктонні форамініфери, і вапняний нанопланктон представлені поодинокими видами. У приантарктических районах тим часом йшла інтенсивна ерозія, кількість матеріалу льодового розносу в опадах збільшувалася, зростало кремненакопление, що свідчить про розвиток тут процесів апвеллинга і зниженні поверхневих температур. Отже, можна припустити, що спочатку міоцену у «високих широтах вже існував, можливо, періодично Полярний фронт, котрий поділяв водні маси, зі різними температурними характеристиками. Про зародження широтной диференціації водних мас тим часом свідчить пік в видоутворенні планктонних форамініфер в поміркованих і високих широтах, освоювали нові водні массы.

Во другий половині раннього міоцену тривало потепління, отразившееся в дедалі вищому полегшенні ізотопного складу кисню в раковинах планктонних форамініфер, яке досягло свого максимуму межі раннього й середнього міоцену. Tемпература поверхневих вод бегемотів у Південній Атлантиці підвищилася на 2° З у період 22−16 млн років тому я 3. Потепління добре помітно у розподілі карбонатного нанопланктона і планктонних форамініфер. На межі раннього і середнього міоцену у Північній Атлантиці набули поширення їх типові экваториально-тропические види, які досягають широт плато Рокколл. Хоча ізотопні дослідження не реєструють зниження температурах приантарктических районах у другій половині раннього міоцену, збільшення вмісту у опадах матеріалу льодового розносу у районі підняття Королеви Мод свідчить про поступове зростанні льодового щита у Східній Антарктиді. У цьому льодовий покрив розростався, очевидно, саме потеплінню і як наслідок збільшення випаровування із поверхні океану, і навіть випадання опадів над охолодженою Антарктидой.

В зв’язки Польщі з рівномірно тепловодными умовами на більшу частину океану та відсутністю значимих температурних градієнтів глобальна циркуляція в океанах, зокрема придонная, була, мабуть, слабкої, що підтверджено, зокрема, дослідженнями бентосных форамініфер у Північній Атлантиці. Їх асоціацію на нижнемиоценовых опадах на 90% складаються тут із представників роду Bolivina, які притаманні опадів із містило велику кількість Сорг, цих за умов дефіциту кисню в придонному шарі або у результаті високої продуктивності поверхневих вод. Так, наприклад, відбувається у сучасних зонах апвеллинга або у районах дуже млявою придонної циркуляції, як і Середземному морі під час накопичення опадів із містило велику кількість органічних речовин (сапропелей). Одночасно в західних узбереж континентів в ранньому міоцені розвивалися великі зони апвеллинга і пов’язані із нею процеси ерозії. Особливо інтенсивними вони були в узбереж Північно-Західної Африки та Західної Європи, де у ряді районів (Сахарское узбережжі, підняття Віго у Піренейського півострова, Біскайський затоку, підняття Рокколл) тим часом накопичувалися чисті біогенні крем’янисті опади або ж опади, збагачені залишками кремінних мікроорганізмів. У тих самих районах нерідко фіксуються перерви накопичення опадів всередині нижнемиоценового інтервалу чи кордоні нижнього й середнього миоцена.

1Initial Reports of the DSDP. Wash., 1969;1986; Proceedings of the ODP. College Station, 1988;1995.

2Кеннетт Дж. П. Морська геологія М., 1987. Ч.2. С. 3; Крашенинников В. А., Басов І.А. Стратиграфія кайнозоя Південного океану. М., 1986.

3Hodell D.A., Kennett, J.P. // Geol. Soc. Amer. Mem. 1985. N 163. P.317−337.

Средний міоцен (16−11 млн років назад)

Середній міоцен відзначений подіями, які кардинально трансформували глобальну ситуації у океані і кліматі, сприяли значних змін у розподілі поверхневою біоти і опадів. Саме на цей перший період було закладено близька до сучасної циркуляція, що характеризується значними вертикальним і широтным температурними градиентами і визначальною роллю водних мас, цих в високоширотних областях Південного і Атлантичного океанів. У різних широтних зонах по изотопным даним фіксуються синхронні зрушення убік похолодання 4. У цьому збільшення важких ізотопів кисню зокрема у раковинах і планктонних, і бентосных видів. Це говорить про швидке зростання тим часом обсягу льоду в Антарктиді, який, як свідчить аналіз, відбувався два етапу: 14.5−14 і 13.5−12.5 млн років тому я. У ті періоди остаточно сформувався льодовий покрив у Східній Антарктиді, обсяг що його наступні епохи зазнав лише незначні зміни. Початок швидкого зростання льодового щита у закутку південної полярною області збіглося з закриттям Східного Тетиса і припиненням вільного водообміну поміж усіма океанами в екваторіальній області. Зв’язок між тими подіями очевидна.

Второе подія, з яким пов’язані ці кардинальні зміни, — виникнення на початку середнього міоцену глибоководної зв’язок між Норвежско-Гренландским басейном та Північної Атлантикою і інтенсивне формування північноатлантичною глибинної водної маси. Воно почалося з занурення Фареро-Исландского порога межі раннього й середнього міоцену. Відтоді північноатлантична вода у великих обсягах поширюється на південь вздовж американського континенту і далі, змішуючись у «високих широтах Південної Атлантики з антарктичної глибинної водної масою, що формується головним чином море Уэдделла, проникає через Індійський океан в південно-західну частина моря, звідки тече північ, досягаючи Алеутской острівної дуги. Тут глибинні води піднімаються на поверхню й течіями переносяться назад в Північну Атлантику, створюючи в такий спосіб глобальний круговорот, так званий конвеєр Брокера 5.

Эти два взаємозалежних події (різке збільшення обсягу льоду в Антарктиді і почав інтенсивного формування північноатлантичною водної маси) визначили всю подальшу еволюцію океану та клімату планети. Формування тим часом системи циркуляції, принципово схожою із сучасної, призвело до стійкою стратифікації водних мас та розвитку різких температурних градієнтів. Якщо ранньому міоцені температури поверхневих вод в низьких і високих широтах розрізнялися незначно, чи до кінцю міоцену в Тихому океані градієнт між температурами вод, на екваторі й у приантарктических районах становив 12° З. Зростання градієнтів супроводжувався інтенсифікацією як поверхневою, і придонної циркуляції, що позначилося значне поширення в океанах перерв в осадконакоплении 6. Наслідки цих подій найбільш помітно проявилися у глобальному розподілі планктонних мікроорганізмів і опадів.

Начиная зі середнього міоцену стає чіткою широтная диференціація карбонатного микропланктона, що спостерігається переважають у всіх океанах. Це видно з прикладу поширення планктонних форамініфер у Північній Атлантиці. Якщо склад раннемиоценовых асоціацій від екватора до плато Рокколл було дуже близьким і відмінності помітні лише у структурі, то середньому міоцені їх широтная диференціація якого добре виражена 7. Саме тоді у тому числі досить чітко виділяються экваториально-тропическая, субтропическая, перехідна і бореальная, чи субарктическая угруповання. Схожі зміни зазнало і розподіл карбонатного нанопланктона 8.

В опадах середнього міоцену приантарктических районів помітно збільшилися утримання і розмірність матеріалу льодового розносу. Водночас у Південному океані відбувається розширення галузі поширення цієї матеріалу. Саме тоді північна її кордон значно відсувається північ, досягаючи широти плато Кемпбелл на півдні від Нової Зеландии.

Наиболее істотних змін у середньому міоцені припадають на біогенному кремненакоплении. Тоді як навколо Антарктиди пояс кременистих опадів продовжував розширюватися, за іншими частинах Світового океану відбувалося перерозподіл центрів кремненакопления (ув американській літературі феномен отримав назву «silica shift », чи «silica switch »). На межі раннього й середнього міоцену ареали біогенних кременистих опадів, доти широко розвиненні держави різних районах Північної Атлантики 9, почали тут різко скорочуватися чи потрохи зникати. Наприкінці раннього міоцену вони зберігалися лише у Лабрадорском море, околицях плато Рокколл та регіонального апвеллинга біля берегів Північно-Західної Африки. У цей час (близько 17−15 млн років тому вони) біогенні крем’янисті опади почали інтенсивно накопичуватися у північній частині частини Тихого океану та у каліфорнійського узбережжя. Слід зазначити, що у підводних поднятиях Обручева і Паттон-Меррей у північній частини моря підвищені змісту кременистих організмів ушановано під аркушами нижнемиоценового розтину. Але власне біогенні крем’янисті опади у тих районах з’явилися приблизно межі раннього й середнього міоцену, що підтверджує спостереження американських исследователей.

Воды сучасного океану, особливо поверхневі, загалом недонасыщены кремнієм, тому переважна більшість скелетів кремінних мікроорганізмів розчиняються, не досягнувши дна. Підраховано, що як 90% биогенного опала, продуцируемого мікроорганізмами в поверхневих водах, розчиняється при зануренні отмерших раковин на дно. Тому накопичення кременистих опадів із змістом биогенного SiO2 понад 34% можна тільки у його районах, де, з одного боку, продуктивність кремінного микропланктона в поверхневих водах виключно висока, з другого боку, проміжні і глибинні води в достатній мірі насичені кремнієм. З огляду на, що поверхневі води океану сильно недонасыщены цим елементом, висока продуктивність кремінних мікроорганізмів нині відзначається тільки у зоні екваторіальній дивергенції (розбіжності течій) й у районах апвеллингов. У цих галузях ресурс кремнію в поверхневих водах постійно поповнюється з допомогою його надходження з піднімаються на поверхню проміжними і глибинними водами.

В справжнє час глибинні і проміжні води в океані є суміш так званих «молодий «і «старої «вод, які різко різняться за рівнем насичення кремнієм. «Молода «вода утворюється з допомогою північноатлантичною глибинної водної маси, інтенсивне формування якої почалося, як говорилося вище, межі раннього й середнього міоцену в Норвежско-Гренландском басейні. Вона різко недонасыщена розчиненим кремнієм. «Стара «вода, заполняющая глибоководну частина океану, навпаки, відрізняється вищим змістом. Північноатлантична водна маса, занурюючись і розповсюджуючись на південь, «омолоджує «» старі «води, знижуючи у яких концентрацію кремнезему. Проте за своєму шляхи виходу з Північної Атлантики в Тихий океан вона поступово насичується цим елементом, і тому глибинні і проміжні води Північної Пацифіки характеризуються підвищеним його содержанием.

Тот факт, що переміщення центрів биогенного кремненакопления з Північної Атлантики в Північну Пацифику стався під час кліматичного оптимуму, тобто. кілька раніше початку інтенсивного зростання льодового щита у Східній Антарктиді і глобального зниження температури вод в океанах, дав підставу припускати, що всі ці події пов’язано першу чергу з початком формування великих обсягів «молодий «північноатлантичною глибинної водної маси. Потім було глобальне похолодання, мабуть, привело тільки в прискоренню цього переміщення та сприяє розширенню масштабів кремненакопления у північній частини моря, з одного боку, шляхом інтенсифікації процесу формування зазначеної водної маси, з другого, з допомогою посилення загальної циркуляції і підйому на поверхню глибинних вод, збагачених живильними елементами, зокрема кремнієм, в високоширотних областях Північного та Південного півкулі. Розширення пояса кремненакопления навколо Антарктиди протягом середнього міоцену й у пізніші епохи підтверджує це предположение.

Поздний міоцен (11−5 млн років назад)

В пізньому міоцені тенденція похолодання, чітко яка проявилася на среднемиоценовое час, отримала розвиток. Ізотопні дослідження свідчать, що час температури поверхневих вод в високоширотних областях океанів продовжували неухильно знижуватися, відчуваючи коливання у часі. У низьких ж широтах де вони змінювалися і навіть кілька підвищувалися. Це свідчить про прогресуюче похолодання і подальшу диференціацію водних мас. Тривала формування льодового щита в Антарктиді, зокрема і її західній частині. Найінтенсивніше льодовик зростав у початку (близько 10−9 млн років тому я) і наприкінці (6.5−5 млн років як розв’язано) пізнього міоцену. Це спричинило зниженню температури поверхневих вод в Приантарктическом регіоні до 3° З (і менше) і до зникнення тут планктонних мікроорганізмів з карбонатним скелетом.

Похолодания початку й кінця пізнього міоцену було поділено періодом потепління, який відзначений поверненням у морі Уэдделла планктонних форамініфер і нанопланктона і міграцією тепловодных видів нанопланктона в високі широти Північної та Південної Атлантики. Це потепління також фіксується ізотопними исследованиями.

В кінці міоцену обсяг льоду досяг максимальних значень 10. Про це свідчить значним (на 300 км) зміщенням північно кордону поширення біогенних кременистих опадів, що прагнуть цього часу сформували суцільний пояс навколо Антарктиди, і навіть широким розвитком ерозійних процесів. Різко ускорившееся накопичення льоду одночасно зниженню рівня океану на 40 метрів і глобальної регресії, що, як вважають, стало причиною з так званого «мессинского кризи », тобто. повну ізоляцію Середземного моря, и накопичення потужної соленосной толщи.

К кінцю міоцену в океані, мабуть, вже сформувалася система циркуляції, близька до сучасної, із добре вираженими широтной кліматичної зональностью і гідрологічними фронтами в обох півкулях, що відбилося у чіткій біполярності у розподілі карбонатних планктонних організмів. Наприклад, в високих широтах Північної Атлантики в пізньому міоцені розвивається співтовариство планктонних форамініфер, практично ідентичне існуючому в Австрало-Новозеландском регіоні. Цікаво зазначити, у цьому районі ареал поширення співтовариства зміщений на більш низькі широти, що на асиметрію розташування кліматичних поясів у Північному і Південному півкулях за рахунок впливу антарктичного льодового щита.

В пізньому міоцені з’являються також перші ознаки зледеніння у Північному півкулі. Суцільне покровное обледеніння тут сформувалося пізніше, близько 2.6 млн років тому, про що свідчить різке збільшення кількості матеріалу льодового розносу в опадах і розширення районів розповсюдження даного вірусу у Північній Пацифике та Північної Атлантиці. Однак деякі гальки і уламки порід, разносившиеся плаваючими крижинами, відзначаються тут значно раніше. У північній частині Тихого океану перші їх знахідки датуються пізнім миоценом, близько 6 млн років. У Північної Атлантиці льодовий рознос почався ще раніше включилися. Найдавніший матеріал льодового розносу має тут вік близько 11 млн років у протоці Фрама, 8- 9.5 млн років у Баффиновом затоці і Лабрадорской западині, 7 млн років у западині Ирмингер і 5.5 млн років на плато Воринг. Наведені дані свідчать, що у пізньому міоцені в Арктиці активно формувалися гірські льодовики, у своїй окремі, очевидно, досягали рівня моря, хоча суцільного покровного зледеніння тут, зрозуміло, немає. Відмінність віці матеріалу льодового розносу в різних районах вказують, що обледеніння в Арктиці почалося, мабуть, в Гренландії та поступово поширювалося в східному і західному направлениях.

Заключение

Изложенные матеріали, зрозуміло, що неспроможні на повне охоплення усіх аспектів винятково складною історії океану та клімату в міоцені. Такі важливі події, як коливання рівня океану, зміни у часі глибини карбонатної компенсації (кордону, нижче від якої CaCO3 розчиняється), які значний вплив на осадконакопление і біоту, не було розглянуто за браком обсягу статті. Ступінь решенности проблем, згадуваних в цьому огляді, ще дуже різна. Деякі їх, наприклад точний час, причини механізм перерозподілу центрів биогенного кремненакопления, по суті лише сформульовані. Ще чекає на свого рішення проблема зародження і еволюції покровного зледеніння в Північному полушарии.

В цей час можна тільки констатувати, що тільки зусиллями величезної кількості дослідників та наукових колективів із різних країн вже прочитані багато сторінок кайнозойской історії океанів, проте повна розшифровка міоценової літописі ще далекою від завершения.

4Kennett J.P. A review of polar climatic evolution during the Neogene, based on the marine sediment record // Paleoclimate and Evolution with Emphasis on Human Origins. New Haven, 1995. P.49−64.

5Broecker W. // Geol. Soc. Amer. Today. 1997. V.7. N 5. P.1−7.

6Barron J.A., Keller G. // Geology. 1982. V.10. P.443−470; Басов І.А. // Изв. АН СРСР. Сер. геол. 1988. N 12. С.59−68.

7Крашенинников В.А., Басов І.А. Планктонні форамініфери міоцену Північно-Східній Атлантики (стратиграфія, палеоэкология) // Тез. докл. XII Междунар. школи морської геології. М., 1997. Т.2. С.233−234.

8Haq B.U. // Micropaleontology. 1980. V.26. N 4. P.414−443.

9Baldauf J.G., Barron J.A. Evolution of biosiliceous sedimentation patterns — Eocene through Quaternary: paleoceanographic response to polar cooling // Geological History of the Polar Oceans: Arctic versus Antarctic. Amsterdam, 1990. P.575−607.

10Savage M.L., Ciesielski P.F. A revised history of glacial sedimentation in the Ross Sea region // Antarctic Earth Science, Canberra, 1983. P.555−559.

В основу статті покладено результати досліджень, у проекту РФФД N 96−05- 64 257.

Список литературы

Для підготовки даної роботи було використані матеріали із російського сайту internet.