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/
