ПЕРЕЛІК ДИСЦИПЛІН:
  • Адміністративне право
  • Арбітражний процес
  • Архітектура
  • Астрологія
  • Астрономія
  • Банківська справа
  • Безпека життєдіяльності
  • Біографії
  • Біологія
  • Біологія і хімія
  • Ботаніка та сільське гос-во
  • Бухгалтерський облік і аудит
  • Валютні відносини
  • Ветеринарія
  • Військова кафедра
  • Географія
  • Геодезія
  • Геологія
  • Етика
  • Держава і право
  • Цивільне право і процес
  • Діловодство
  • Гроші та кредит
  • Природничі науки
  • Журналістика
  • Екологія
  • Видавнича справа та поліграфія
  • Інвестиції
  • Іноземна мова
  • Інформатика
  • Інформатика, програмування
  • Юрист по наследству
  • Історичні особистості
  • Історія
  • Історія техніки
  • Кибернетика
  • Комунікації і зв'язок
  • Комп'ютерні науки
  • Косметологія
  • Короткий зміст творів
  • Криміналістика
  • Кримінологія
  • Криптология
  • Кулінарія
  • Культура і мистецтво
  • Культурологія
  • Російська література
  • Література і російська мова
  • Логіка
  • Логістика
  • Маркетинг
  • Математика
  • Медицина, здоров'я
  • Медичні науки
  • Міжнародне публічне право
  • Міжнародне приватне право
  • Міжнародні відносини
  • Менеджмент
  • Металургія
  • Москвоведение
  • Мовознавство
  • Музика
  • Муніципальне право
  • Податки, оподаткування
  •  
    Бесплатные рефераты
     

     

     

     

     

     

         
     
    Океанська і кліматична еволюція в міоцені
         

     

    Геологія

    Океанська і кліматична еволюція в міоцені

    І. А. Басов

    Вступ

    Останнім десятиліття ми є свідками бурхливого розвитку в усьому світі досліджень еволюції океанів Землі. Пильний інтерес до змін у океанської середовищі, особливо до тих, що відбулися у пізньому кайнозої, пояснюється усвідомленням вирішальною ролі океану у формуванні клімату планети. Тому для створення надійних моделей його еволюції в минулому і на цій основі прогнозування коливань у майбутньому так важливо відновити хронологічну послідовність океанських процесів та їх зв'язок з іншими явищами. Це стало можливим завдяки буріння в різних океанах протягом трьох десятиліть в рамках міжнародного Проекту глибоководного буріння і його спадкоємиці - Програми океанського буріння за допомогою бурових судів "Гломар Челленджер" і "ДЖОЙДЕС Резолюшн" 1. Тисячі свердловин дали в руки дослідників колосальний фактичний матеріал для вирішення різних геологічних проблем, в першу чергу проблеми еволюції палеосреди. Більше всього даних отримано для позднекайнозойского етапу розвитку Землі. Завдяки вивченню осадового чохла океанів і що містяться в ньому залишків різних карбонатних (форамініфер, нанопланктон) і крем'яних ( радіолярії, діатомеї, сілікофлагелляти), планктонних мікроорганізмів, а також використання новітніх (насамперед ізотопних) методів вдалося в загальних рисах відновити послідовність основних океанських та кліматичних подій протягом неоген-четвертинного часу.

    Ці дослідження показали, що в еволюції океанської циркуляції та клімату періоди відносного спокою або плавних змін змінювалися на періоди різких перебудов, що призводило до кардинального перерозподілу хімічних і фізичних характеристик в океанській середовищі. Міоценових етап еволюції Землі -- критичний в її кайнозойської історії. Саме в міоцені завершився перехід від режиму теплої біосфери, що панувала в крейдяне час, до холодної - льодової, коли клімат планети став визначатися наявністю потужних покривних льодів в полярних областях. Прелюдією до остаточної трансформації послужили тектонічні та пов'язані з ними океанські події палеогенового часу, які в кінцевому результаті привели до перетворення механізму циркуляції в океані і формування системи глобальної циркуляції, подібної до сучасної. Перш за все це відділення Австралії від Антарктиди і пізніше - розкриття протоки Дрейка, в результаті чого з'явилася глибоководна зв'язок між Тихим, Атлантичним і Індійським океанами у високих широтах Південної півкулі і сформувалося сучасне Ціркумантарктіческое перебіг. Виникла термічна ізоляція Антарктиди, і в її межах сформувалося покривне заледеніння. Тектонічні процеси в Південній півкулі супроводжувалися рухом літосферних блоків на північ. В остаточному підсумку в низьких широтах припинився вільний водообмін між океанами і на місці Західного Тетіса утворився Північно-Атлантичного басейну, повідомляє з Тихим океаном через протоки між Північною і Південною Америкою, а також напівзамкнене Середземноморський басейн.

    У середньому міоцені (близько 15-14 млн років тому) закрився Східний Тетіс і ціркумекваторіальное течія, до цього що визначало характер глобальної циркуляції, припинило своє існування. У кожному з океанів сформувалася власна система циркуляції з меридіональним течіями і перенесенням водних мас і тепла. Вирішальний вплив на еволюцію океану і клімату зробили також тектонічні процеси в Північній Атлантиці, у результаті яких з'явилася стійкий зв'язок між Норвезько-Гренландському басейном і Північною Атлантикою, почалося інтенсивне формування північноатлантичної глибинної водної маси і її розповсюдження по всьому Світовому океану. Всі ці зміни, пік яких припадає на міоценового час, безпосереднім чином впливали на характер опадонакопичення і розподіл океанської біоти, що знаходить відображення в осадових розрізах.

    Ранній міоцен (23.5-16 млн років тому)

    Матеріали буріння показують, що льодовий щит в Антарктиді почав формуватися ще в палеогенової час. Це фіксується по появи в осадовому чохлі матеріалу льодового розносу (уламків порід, що розноситься плаваючими льодами). Найбільш древній, раннеолігоценовий вік достовірно встановлено для такого матеріалу в розрізах опадів моря Уедделла, затоки Прідз і південній частині плато Кергелен, а також моря Росса. Отримані дані свідчать, що до цього часу льоди Східної Антарктиди досягли навколишнього її шельфу. Про інтенсивне утворення льодового покриву та інтенсифікації циркуляції водних мас поблизу Антарктиди свідчить і почалося формування у високих широтах Південного півкулі пояса біогенних крем'янистих опадів, які зазначені на Фолклендській плато, в Аргентинській западині, в западині Емеральд, в районі моря Росса і на південь від о.Тасманія 2. Ізотопні дослідження показують, що в початку раннього міоцену істотно потепліло після досить різкого похолодання на рубежі олігоцену і міоцену. Це потепління мало глобальний характер і знайшло відображення у всіх широтних зонах океану. При цьому в різних районах воно проявилося по-різному. У низьких і помірних широтах температури повсюдно були високими. Проведений нами аналіз розподілу планктонних форамініфер в міоценових опадах Північно-Східної Атлантики показав, що вся область від екватора на півдні до плато Рокколл на півночі була заселена їх досить разноообразной асоціацією. У той же час у високих широтах і планктонні форамініфер, і вапняний нанопланктон представлені одиничними видами. У пріантарктіческіх районах у цей час йшла інтенсивна ерозія, кількість матеріалу льодового розносу в опадах збільшувалося, зростало кремненакопленіе, що свідчить про подальший розвиток тут процесів апвелінгу і зниження поверхневих температур. Таким чином, можна припустити, що на початку міоцену у високих широтах вже існував, можливо, періодично Полярний фронт, поділяв водні маси з різними температурними характеристиками. Про зародження широтної диференціації водних мас в цей час говорить також пік в видоутворенні планктонних форамініфер в помірних і високих широтах, освоювали нові водні маси.

    У другій половині раннього міоцену тривало потепління, що відбилося в зростаючому полегшення ізотопного складу кисню в раковинах планктонних форамініфер, яка досягла свого максимуму на рубежі раннього і середнього міоцену. Tемпература поверхневих вод в Південній Атлантиці підвищилася на 2 ° С за період 22-16 млн років тому 3. Потепління добре помітно в розподілі карбонатної нанопланктона і планктонних форамініфер. На рубежі раннього і середнього міоцену в Північній Атлантиці широко розповсюдилися їх типові екваторіально-тропічні види, які досягають широт плато Рокколл. Хоча ізотопні дослідження не реєструють зниження температур в пріантарктіческіх районах в другій половині раннього міоцену, збільшення вмісту в опадах матеріалу льодового розносу в районі підняття Королеви Мод свідчить про поступове зростанні льодового щита в Східній Антарктиді. При цьому льодовий покрив розростався, мабуть, саме завдяки потеплінню і внаслідок цього збільшенню випаровування з поверхні океану, а також випадання опадів над охолодженої Антарктидою.

    У зв'язку з рівномірно тепловодного умовами на більшій частині океану і відсутністю значущих температурних градієнтів глобальна циркуляція в океанах, в тому числі придонна, була, ймовірно, слабкою, що підтверджується, зокрема, дослідженнями бентосних форамініфер в Північній Атлантиці. Їх асоціації в ніжнеміоценових опадах на 90% складаються тут з представників роду Bolivina, які характерні для опадів з високим вмістом Сорг, що формуються в умовах дефіциту кисню в придонному шарі або в результаті високої продуктивності поверхневих вод. Так, наприклад, відбувається в сучасних зонах апвелінгу або в районах дуже млявою придонному циркуляції, як в Середземному морі під час накопичення опадів з високим вмістом органічних речовин (сапропелів). Одночасно у західних узбереж континентів в ранньому міоцені розвивалися великі зони апвелінгу і пов'язані з ними процеси ерозії. Особливо інтенсивними вони були у узбереж Північно-Західної Африки та Західної Європи, де в ряді районів (Сахарський узбережжі, підняття Віго у Піренейського півострова, Біскайська затока, підняття Рокколл) в цей час накопичувалися чисті біогенні крем'янисті опади або ж опади, збагачені залишками крем'яних мікроорганізмів. У цих же районах нерідко фіксуються перерви опадонакопичення всередині ніжнеміоценового інтервалу або на межі нижнього та середнього міоцену.

    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 кайнозою Південного океану. М., 1986.

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

    Середній міоцен (16-11 млн років тому)

    Середній міоцен відзначений подіями, які кардинальним чином трансформували глобальну ситуацію в океані і кліматі, призвели до значних змін у розподілі поверхневої біоти та опадів. Саме в цей час була закладена близьке до сучасної циркуляція, яка характеризується значними вертикальним і широтним температурними градієнтами і визначальною роллю водних мас, що формуються в високоширотних областях Південного і Атлантичного океанів. У різних широтних зонах за ізотопним даними фіксуються синхронні зрушення в бік похолодання 4. При цьому збільшення важких ізотопів кисню спостерігається в раковинах і планктонних, і бентосних видів. Це свідчить про швидке зростання в цей час обсягу льоду в Антарктиді, який, як показує аналіз, відбувався у два етапи: 14.5-14 і 13.5-12.5 млн років тому. У ці періоди остаточно сформувався льодовий покрив у Східній Антарктиді, обсяг якого в наступні епохи зазнавав лише незначні зміни. Початок швидкого зростання льодового щита в південній полярної області збіглося із закриттям Східного Тетіса та припиненням вільного водообміну між всіма океанами в екваторіальній області. Зв'язок між цими подіями очевидна.

    Друга подія, з яким пов'язані ці кардинальні зміни, - виникнення на початку середнього міоцену глибоководної зв'язку між Норвезько-Гренландському басейном та Північної Атлантикою і інтенсивне формування північноатлантичної глибинної водної маси. Воно почалося після занурення Фарери-Ісландського порога на рубежі раннього і середнього міоцену. З цього часу північноатлантична вода у великих обсягах поширюється на південь уздовж Американського континенту і потім, змішуючись у високих широтах Південної Атлантики з антарктичної глибинної водної масою, що формується головним чином у морі Уедделла, проникає через Індійський океан в південно-західну частину Тихого океану, звідки тече на північ, досягаючи Алеутській острівної дуги. Тут глибинні води піднімаються на поверхню і течіями переносяться назад в Північну Атлантику, утворюючи таким чином глобальний кругообіг, так званий конвеєр Брокера 5.

    Ці два взаємозалежні події (різке збільшення обсягу льоду в Антарктиді і початок інтенсивного формування північноатлантичної водної маси) визначили всю подальшу еволюцію океану і клімату планети. Формування в цей час системи циркуляції, принципово схожою з сучасною, призвело до стійкої стратифікації водних мас і розвитку різких температурних градієнтів. Якщо в ранньому міоцені температури поверхневих вод в низьких і високих широтах різнилися незначно, то до кінця міоцену в Тихому океані градієнт між температурами вод на екваторі і в пріантарктіческіх районах склав 12 ° С. Зростання градієнтів супроводжувався інтенсифікацією як поверхневої, так і придонному циркуляції, що відбилося в широкому поширенні в океанах перерв у опадонакопичення 6. Наслідки цих подій найбільш помітно проявилися в глобальному розподілі планктонних мікроорганізмів і опадів.

    Починаючи з середнього міоцену стає виразнішою широтна диференціація карбонатної мікропланктона, яка спостерігається у всіх океанах. Це добре видно на прикладі розповсюдження планктонних форамініфер в Північній Атлантиці. Якщо склад раннеміоценових асоціацій від екватора до плато Рокколл був дуже близьким і відмінності помітні тільки в їхній структурі, то в середньому міоцені їх широтна диференціація вже добре виражена 7. У цей час серед них досить чітко виділяються екваторіально-тропічна, субтропічна, перехідна і бореальних, або Субарктична угруповання. Схожі зміни зазнало й розподіл карбонатної нанопланктона 8.

    У опадах середнього міоцену пріантарктіческіх районів помітно збільшилися зміст і розмірність матеріалу льодового розносу. Одночасно в Південному океані відбувається розширення області поширення цього матеріалу. У цей час північна її кордон значно відсувається на північ, досягаючи широти плато Кемпбелл на південь від Нової Зеландії.

    Найбільш істотні зміни в середньому міоцені відбулися в біогенному кремненакопленіі. У той час як навколо Антарктиди пояс крем'янистих опадів продовжував розширюватися, в інших частинах Світового океану відбувалося перерозподіл центрів кремненакопленія (в американській літературі цей феномен отримав назву "silica shift", або "silica switch "). На рубежі раннього і середнього міоцену ареали біогенних крем'янистих опадів, до цього широко розвинені в різних районах Північної Атлантики 9, тут почали різко скорочуватися або поступово зникати. До кінця раннього міоцену вони зберігалися тільки в Лабрадорском морі, в районах плато Рокколл та регіонального апвелінгу біля берегів Північно-Західної Африки. В цей же час (близько 17-15 млн років тому) біогенні крем'янисті опади почали інтенсивно накопичуватися в північній частині Тихого океану й у каліфорнійського узбережжя. Слід зазначити, що на підводних підняттях Обручева і Паттон-Мари в північній частині Тихого океану підвищені змісту крем'янистих організмів відзначені вже в основі ніжнеміоценового розрізу. Але власне біогенні крем'янисті опади у цих районах з'явилися приблизно на рубежі раннього і середнього міоцену, що підтверджує спостереження американських дослідників.

    Води сучасного океану, особливо поверхневі, в цілому недонасищени кремнієм, тому переважна більшість кістяків крем'яних мікроорганізмів розчиняються, не досягши дна. Підраховано, що понад 90% біогенного опалу, виділяється мікроорганізмами в поверхневих водах, розчиняється при зануренні відмерлих раковин на дно. Тому накопичення крем'янистих опадів з змістом біогенного SiO2 більше 30% можливе тільки в тих районах, де, з одного боку, продуктивність крем'яного мікропланктона в поверхневих водах виключно висока, а, з іншого боку, проміжні і глибинні води достатньою мірою насичені кремнієм. Враховуючи, що поверхневі води океану сильно недонасищени цим елементом, висока продуктивність крем'яних мікроорганізмів у цей час відзначається лише в зоні екваторіальній дивергенції (розходження течій) і в районах Апвелінг. У цих областях ресурс кремнію в поверхневих водах постійно поповнюється за рахунок його надходження з піднімаються на поверхню проміжними і глибинними водами.

    В даний час глибинні і проміжні води в океані являють собою суміш так званих "молодий" і "старої" вод, які різко розрізняються за ступенем насичення кремнієм. "Молода" вода утворюється за рахунок північноатлантичної глибинної водної маси, інтенсивне формування якої почалося, як говорилося вище, на рубежі раннього і середнього міоцену в Норвезько-Гренландському басейні. Вона різко недонасищена розчиненим кремнієм. "Стара" вода, що заповнює глибоководну частину океану, навпаки, відрізняється більш високим його вмістом. Північноатлантична водна маса, занурюючись і поширюючись на південь, "омолоджує" "старі" води, знижуючи в них концентрацію кремнезему. Однак на своєму шляху з Північної Атлантики в Тихий океан?? на поступово насичується цим елементом, і тому глибинні та проміжні води Північної Пацифік характеризуються підвищеним його змістом.

    Той факт, що переміщення центрів біогенного кремненакопленія з Північної Атлантики в Північну Пацифік сталося під час кліматичного оптимуму, тобто кілька раніше початку інтенсивного росту льодового щита в Східній Антарктиді та глобального пониження температури води в океанах, дав підставу припускати, що ця подія пов'язана в першу чергу саме з початком формування великих обсягів "молодий" північноатлантичної глибинної водної маси. Настало потім глобальне похолодання, ймовірно, призвело лише до прискорення цього переміщення і розширення масштабів кремненакопленія в північній частині Тихого океану, з одного боку, шляхом інтенсифікації процесу формування зазначеної водної маси, а з іншого, за рахунок посилення загальної циркуляції і підйому на поверхню глибинних вод, збагачених поживними елементами, у тому числі кремнієм, в високоширотних областях Північного і Південного півкулі. Розширення пояса кремненакопленія навколо Антарктиди протягом середнього міоцену і в більш пізні епохи підтверджує це припущення.

    Пізній міоцен (11-5 млн. років тому)

    У пізньому міоцені тенденція похолодання, виразно проявилася в середньоміоценових час, отримала подальший розвиток. Ізотопні дослідження показують, що в цей час температури поверхневих вод в високоширотних областях океанів продовжували неухильно знижуватися, відчуваючи коливання в часі. У низьких широтах ж вони не змінювалися і навіть кілька підвищувалися. Це вказує на прогресуюче похолодання і подальшу диференціацію водних мас. Продовжувалося формування льодового щита в Антарктиді, в тому числі і в її західній частині. Найбільш інтенсивно льодовик ріс у початку (близько 10-9 млн. років тому) і в кінці (6.5-5 млн років тому) пізнього міоцену. Це привело до зниження температури поверхневих вод в Пріантарктіческом регіоні до 3 ° С (і менше) і до зникнення тут планктонних мікроорганізмів з карбонатною скелетом.

    похолодання початку і кінця пізнього міоцену були розділені періодом потепління, який відзначений поверненням в морі Уедделла планктонних форамініфер і нанопланктона і міграцією тепловодних видів нанопланктона у високі широти Північної і Південної Атлантики. Це потепління також фіксується ізотопними дослідженнями.

    Наприкінці міоцену обсяг льоду досяг максимальних значень 10. Це підтверджується значним (на 300 км) зміщенням в північному напрямку кордону розповсюдження біогенних крем'янистих опадів, які до цього часу сформували суцільний пояс навколо Антарктиди, а також широким розвитком ерозійних процесів. Різко прискорилося накопичення льоду синхронно пониження рівня океану на 40 м і глобальної регресії, що, як вважається, стало причиною так званого "Мессинську кризи", тобто повній ізоляції Середземного моря та накопичення потужної соленосних товщі.

    До кінця міоцену в океані, ймовірно, вже сформувалася система циркуляції, близька до сучасної, з добре вираженими широтної кліматичної зональністю і гідрологічними фронтами в обох півкулях, що знайшло відображення в чіткій біполярності у розподілі карбонатних планктонних організмів. Наприклад, в високих широтах Північної Атлантики в пізньому міоцені розвивається співтовариство планктонних форамініфер, практично ідентичний існуючому в Австрало-новозеландському регіоні. Цікаво відзначити, що в цьому районі ареал розповсюдження спільноти зміщений у більш низькі широти, що вказує на асиметрію в розташуванні кліматичних поясів у Північному та Південному півкулях за рахунок впливу антарктичного крижаного щита.

    У пізньому міоцені з'являються також перші ознаки зледеніння в Північній півкулі. Суцільне покривне заледеніння тут сформувалося пізніше, близько 2.6 млн. років тому, про що свідчить різке збільшення кількості матеріалу льодового розносу в опадах і розширення районів його поширення в Північній Пацифік та Північній Атлантиці. Проте окремі гальки та уламки порід, розноситься плаваючими льодами, відзначаються тут набагато раніше. У північній частині Тихого океану першого їх знахідки датуються пізнім міоцені, близько 6 млн років. У Північній Атлантиці льодовий рознос почався ще раніше. Найбільш древній матеріал льодового розносу має тут вік близько 11 млн років в протоці Фрама, 8 - 9.5 млн років у Баффінова затоці і Лабрадорской западині, 7 млн років в западині Ірмінгер та 5.5 млн років на плато Ворінг. Наведені дані свідчать про те, що в пізньому міоцені в Арктиці активно формувалися гірські льодовики, при цьому деякі з них, мабуть, досягали рівня моря, хоча суцільного покривного заледеніння тут, зрозуміло, не існувало. Різниця у віці матеріалу льодового розносу в різних районах вказують, що заледеніння в Арктиці почалося, ймовірно, в Гренландії і поступово поширювалося в східному та західному напрямках.

    Висновок

    Викладені матеріали, зрозуміло, не можуть претендувати на повне охоплення усіх аспектів виключно складної історії океану і клімату в міоцені. Такі важливі події, як коливання рівня океану, зміни в часі глибини карбонатної компенсації (межі, нижче за яку CaCO3 розчиняється), що зробили значний вплив на опадонакопичення і біоту, тут не були розглянуті з-за обмеженого обсягу статті. Мірою рішення проблем, що згадуються в даному огляді, також дуже різна. Деякі з них, наприклад точний час, причини і механізм перерозподілу центрів біогенного кремненакопленія, за суті тільки сформульовані. Ще чекає на своє вирішення проблема зародження та еволюції покривного заледеніння в Північній півкулі.

    У даний момент можна лише констатувати, що зусиллями величезного числа дослідників і наукових колективів з різних країн вже провели багато сторінок кайнозойської історії океанів, проте повна розшифровка міоценового літопису ще далека від завершення.

    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.

    7Крашенінніков В.А., Басов І.А. Планктонні Форамініфери міоцену Північно-Східної Атлантики (стратиграфія, палеоекологія) //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 покладені результати досліджень у рамках проекту РФФМ N 96-05 - 64257.

    Список літератури

    Для підготовки даної роботи були використані матеріали з сайту http://www.nature.ru/

         
     
         
    Реферат Банк
     
    Рефераты
     
    Бесплатные рефераты
     

     

     

     

     

     

     

     
     
     
      Все права защищены. Reff.net.ua - українські реферати ! DMCA.com Protection Status