Статья: Океанская и климатическая эволюция в миоцене
Статья: Океанская и климатическая эволюция в миоцене
И.А.Басов
Введение
В
последнее десятилетие мы являемся свидетелями бурного развития во всем мире
исследований эволюции океанов Земли. Пристальный интерес к изменениям в
океанской среде, особенно к тем, которые произошли в позднем кайнозое,
объясняется осознанием решающей роли океана в формировании климата планеты.
Поэтому для создания надежных моделей его эволюции в прошлом и на этой основе
прогнозирования колебаний в будущем так важно восстановить хронологическую
последовательность океанских процессов и их связь с другими явлениями. Это
стало возможным благодаря бурению в разных океанах на протяжении трех
десятилетий в рамках международного Проекта глубоководного бурения и его
преемницы - Программы океанского бурения с помощью буровых судов "Гломар
Челленджер" и "ДЖОЙДЕС Резолюшн" 1 . Тысячи скважин
дали в руки исследователей колоссальный фактический материал для решения различных
геологических проблем, в первую очередь проблемы эволюции палеосреды. Больше
всего данных получено для позднекайнозойского этапа развития Земли. Благодаря
изучению осадочного чехла океанов и содержащихся в нем остатков различных
карбонатных ( фораминиферы, нанопланктон) и кремневых ( радиолярии,
диатомеи, силикофлагелляты), планктонных микроорганизмов, а также
использованию новейших (прежде всего изотопных) методов удалось в общих чертах
восстановить последовательность основных океанских и климатических событий на
протяжении неоген-четвертичного времени.
Эти
исследования показали, что в эволюции океанской циркуляции и климата периоды
относительного покоя или плавных изменений сменялись периодами резких
перестроек, что приводило к кардинальному перераспределению химических и
физических характеристик в океанской среде. Миоценовый этап эволюции Земли -
критический в ее кайнозойской истории. Именно в миоцене завершился переход от
режима теплой биосферы, господствовавшей в меловое время, к холодной -
ледовой, когда климат планеты стал определяться наличием мощных покровных льдов
в полярных областях. Прелюдией к окончательной трансформации послужили
тектонические и связанные с ними океанские события палеогенового времени,
которые в конечном итоге привели к преобразованию механизма циркуляции в океане
и формированию системы глобальной циркуляции, подобной современной. Прежде
всего это отделение Австралии от Антарктиды и позднее - раскрытие пролива
Дрейка, в результате чего появилась глубоководная связь между Тихим,
Атлантическим и Индийским океанами в высоких широтах Южного полушария и
сформировалось современное Циркумантарктическое течение. Возникла термическая
изоляция Антарктиды, и в ее пределах сформировалось покровное оледенение.
Тектонические процессы в Южном полушарии сопровождались движением литосферных
блоков на север. В конечном итоге в низких широтах прекратился свободный
водообмен между океанами и на месте Западного Тетиса образовался
Северо-Атлантический бассейн, сообщавшийся с Тихим океаном через проливы между
Северной и Южной Америкой, а также полузамкнутый Средиземноморский бассейн.
В
среднем миоцене (около 15-14 млн лет назад) закрылся Восточный Тетис и
циркумэкваториальное течение, до этого определявшее характер глобальной циркуляции,
прекратило свое существование. В каждом из океанов сформировалась собственная
система циркуляции с меридиональными течениями и переносом водных масс и
тепла. Решающее влияние на эволюцию океана и климата оказали также
тектонические процессы в Северной Атлантике, в результате которых появилась
устойчивая связь между Норвежско-Гренландским бассейном и Северной Атлантикой,
началось интенсивное формирование североатлантической глубинной водной массы и
ее распространение по всему Мировому океану. Все эти изменения, пик которых
приходится на миоценовое время, непосредственным образом влияли на характер
осадконакопления и распределение океанской биоты, что находит отражение в
осадочных разрезах.
Ранний миоцен (23.5-16 млн лет назад)
Материалы
бурения показывают, что ледовый щит в Антарктиде начал формироваться еще в
палеогеновое время. Это фиксируется по появлению в осадочном чехле материала
ледового разноса (обломков пород, разносимых плавающими льдами). Наиболее
древний, раннеолигоценовый возраст достоверно установлен для такого материала в
разрезах осадков моря Уэдделла, залива Придз и южной части плато Кергелен, а
также моря Росса. Полученные данные свидетельствуют, что к этому времени льды
Восточной Антарктиды достигли окружающего ее шельфа. Об интенсивном образовании
ледового покрова и интенсификации циркуляции водных масс вблизи Антарктиды
свидетельствует и начавшееся формирование в высоких широтах Южного полушария
пояса биогенных кремнистых осадков, которые отмечены на Фолклендском плато, в
Аргентинской впадине, во впадине Эмеральд, в районе моря Росса и к югу от
о.Тасмания 2. Изотопные исследования показывают, что в начале
раннего миоцена существенно потеплело после довольно резкого похолодания на
рубеже олигоцена и миоцена. Это потепление имело глобальный характер и нашло
отражение во всех широтных зонах океана. При этом в разных районах оно
проявилось по-разному. В низких и умеренных широтах температуры повсеместно
были высокими. Проведенный нами анализ распределения планктонных фораминифер в
миоценовых осадках Северо-Восточной Атлантики показал, что вся область от
экватора на юге до плато Рокколл на севере была заселена их довольно
разноообразной ассоциацией. В то же время в высоких широтах и планктонные
фораминиферы, и известковый нанопланктон представлены единичными видами. В
приантарктических районах в это время шла интенсивная эрозия, количество
материала ледового разноса в осадках увеличивалось, росло кремненакопление, что
свидетельствует о дальнейшем развитии здесь процессов апвеллинга и понижении
поверхностных температур. Таким образом, можно предположить, что в начале
миоцена в высоких широтах уже существовал, возможно, периодически Полярный
фронт, разделявший водные массы с разными температурными характеристиками. О
зарождении широтной дифференциации водных масс в это время говорит также пик в
видообразовании планктонных фораминифер в умеренных и высоких широтах,
осваивавших новые водные массы.
Во
второй половине раннего миоцена продолжалось потепление, отразившееся в
растущем облегчении изотопного состава кислорода в раковинах планктонных
фораминифер, которое достигло своего максимума на рубеже раннего и среднего
миоцена. Tемпература поверхностных вод в Южной Атлантике повысилась на 2° С за
период 22-16 млн лет назад 3. Потепление хорошо заметно в
распределении карбонатного нанопланктона и планктонных фораминифер. На рубеже
раннего и среднего миоцена в Северной Атлантике широко распространились их
типичные экваториально-тропические виды, которые достигают широт плато Рокколл.
Хотя изотопные исследования не регистрируют понижения температур в
приантарктических районах во второй половине раннего миоцена, увеличение
содержания в осадках материала ледового разноса в районе поднятия Королевы Мод
свидетельствует о постепенном росте ледового щита в Восточной Антарктиде. При
этом ледовый покров разрастался, по-видимому, именно благодаря потеплению и
вследствие этого увеличению испарения с поверхности океана, а также выпадения
осадков над охлажденной Антарктидой.
В
связи с равномерно тепловодными условиями на большей части океана и отсутствием
значимых температурных градиентов глобальная циркуляция в океанах, в том числе
придонная, была, вероятно, слабой, что подтверждается, в частности,
исследованиями бентосных фораминифер в Северной Атлантике. Их ассоциации в
нижнемиоценовых осадках на 90% состоят здесь из представителей рода Bolivina,
которые характерны для осадков с высоким содержанием Сорг, формирующихся в
условиях дефицита кислорода в придонном слое либо в результате высокой
продуктивности поверхностных вод. Так, например, происходит в современных зонах
апвеллинга либо в районах очень вялой придонной циркуляции, как в Средиземном
море во время накопления осадков с высоким содержанием органических веществ
(сапропелей). Одновременно у западных побережий континентов в раннем миоцене
развивались крупные зоны апвеллинга и связанные с ними процессы эрозии.
Особенно интенсивными они были у побережий Северо-Западной Африки и Западной
Европы, где в ряде районов (Сахарское побережье, поднятие Виго у Пиренейского
полуострова, Бискайский залив, поднятие Рокколл) в это время накапливались
чистые биогенные кремнистые осадки или же осадки, обогащенные остатками
кремневых микроорганизмов. В этих же районах нередко фиксируются перерывы
осадконакопления внутри нижнемиоценового интервала или на границе нижнего и
среднего миоцена.
1Initial
Reports of the DSDP. Wash., 1969-1986; Proceedings of the ODP. College Station, 1988-1995.
2Кеннетт
Дж. П. Морская геология М., 1987. Ч.2. С.3; Крашенинников В.А., Басов И.А.
Стратиграфия кайнозоя Южного океана. М., 1986.
Средний
миоцен отмечен событиями, которые кардинальным образом трансформировали
глобальную ситуацию в океане и климате, привели к значительным изменениям в
распределении поверхностной биоты и осадков. Именно в это время была заложена
близкая к современной циркуляция, которая характеризуется значительными
вертикальным и широтным температурными градиентами и определяющей ролью водных
масс, формирующихся в высокоширотных областях Южного и Атлантического океанов.
В разных широтных зонах по изотопным данным фиксируются синхронные сдвиги в
сторону похолодания 4. При этом увеличение тяжелых изотопов кислорода
наблюдается в раковинах и планктонных, и бентосных видов. Это свидетельствует
о быстром росте в это время объема льда в Антарктиде, который, как показывает
анализ, происходил в два этапа: 14.5-14 и 13.5-12.5 млн лет назад. В эти
периоды окончательно сформировался ледовый покров в Восточной Антарктиде, объем
которого в последующие эпохи претерпевал лишь незначительные изменения. Начало
быстрого роста ледового щита в южной полярной области совпало с закрытием
Восточного Тетиса и прекращением свободного водообмена между всеми океанами в
экваториальной области. Связь между этими событиями очевидна.
Второе
событие, с которым связаны эти кардинальные изменения, - возникновение в начале
среднего миоцена глубоководной связи между Норвежско-Гренландским бассейном и
Северной Атлантикой и интенсивное формирование североатлантической глубинной
водной массы. Оно началось после погружения Фареро-Исландского порога на рубеже
раннего и среднего миоцена. С этого времени североатлантическая вода в больших
объемах распространяется на юг вдоль Американского континента и затем,
смешиваясь в высоких широтах Южной Атлантики с антарктической глубинной водной
массой, формирующейся главным образом в море Уэдделла, проникает через
Индийский океан в юго-западную часть Тихого океана, откуда течет на север,
достигая Алеутской островной дуги. Здесь глубинные воды поднимаются на
поверхность и течениями переносятся обратно в Северную Атлантику, образуя таким
образом глобальный круговорот, так называемый конвейер Брокера 5.
Эти
два взаимосвязанных события (резкое увеличение объема льда в Антарктиде и
начало интенсивного формирования североатлантической водной массы)
предопределили всю дальнейшую эволюцию океана и климата планеты. Формирование в
это время системы циркуляции, принципиально схожей с современной, привело к
устойчивой стратификации водных масс и развитию резких температурных
градиентов. Если в раннем миоцене температуры поверхностных вод в низких и
высоких широтах различались незначительно, то к концу миоцена в Тихом океане
градиент между температурами вод на экваторе и в приантарктических районах
составил 12° С. Рост градиентов сопровождался интенсификацией как
поверхностной, так и придонной циркуляции, что отразилось в широком
распространении в океанах перерывов в осадконакоплении 6.
Последствия этих событий наиболее заметно проявились в глобальном распределении
планктонных микроорганизмов и осадков.
Начиная
со среднего миоцена становится отчетливой широтная дифференциация карбонатного
микропланктона, наблюдаемая во всех океанах. Это хорошо видно на примере
распространения планктонных фораминифер в Северной Атлантике. Если состав
раннемиоценовых ассоциаций от экватора до плато Рокколл был очень близким и
различия заметны только в их структуре, то в среднем миоцене их широтная
дифференциация уже хорошо выражена 7. В это время среди них
достаточно отчетливо выделяются экваториально-тропическая, субтропическая,
переходная и бореальная, или субарктическая группировки. Похожие изменения
претерпело и распределение карбонатного нанопланктона 8.
В
осадках среднего миоцена приантарктических районов заметно увеличились
содержание и размерность материала ледового разноса. Одновременно в Южном
океане происходит расширение области распространения этого материала. В это
время северная ее граница значительно отодвигается на север, достигая широты
плато Кэмпбелл к югу от Новой Зеландии.
Наиболее
существенные изменения в среднем миоцене произошли в биогенном
кремненакоплении. В то время как вокруг Антарктиды пояс кремнистых осадков
продолжал расширяться, в других частях Мирового океана происходило
перераспределение центров кремненакопления (в американской литературе этот
феномен получил название "silica shift", или "silica
switch"). На рубеже раннего и среднего миоцена ареалы биогенных кремнистых
осадков, до этого широко развитые в разных районах Северной Атлантики 9,
начали здесь резко сокращаться или постепенно исчезать. К концу раннего миоцена
они сохранялись только в Лабрадорском море, в районах плато Рокколл и
регионального апвеллинга у берегов Северо-Западной Африки. В это же время
(около 17-15 млн лет назад) биогенные кремнистые осадки начали интенсивно
накапливаться в северной части Тихого океана и у калифорнийского побережья.
Следует отметить, что на подводных поднятиях Обручева и Паттон-Меррей в
северной части Тихого океана повышенные содержания кремнистых организмов
отмечены уже в основании нижнемиоценового разреза. Но собственно биогенные
кремнистые осадки в этих районах появились приблизительно на рубеже раннего и
среднего миоцена, что подтверждает наблюдения американских исследователей.
Воды
современного океана, особенно поверхностные, в целом недонасыщены кремнием,
поэтому подавляющее большинство скелетов кремневых микроорганизмов
растворяются, не достигнув дна. Подсчитано, что более 90% биогенного опала,
продуцируемого микроорганизмами в поверхностных водах, растворяется при
погружении отмерших раковин на дно. Поэтому накопление кремнистых осадков с
содержанием биогенного SiO2 более 30% возможно только в тех районах,
где, с одной стороны, продуктивность кремневого микропланктона в поверхностных
водах исключительно высока, а, с другой стороны, промежуточные и глубинные воды
в достаточной мере насыщены кремнием. Учитывая, что поверхностные воды океана
сильно недонасыщены этим элементом, высокая продуктивность кремневых
микроорганизмов в настоящее время отмечается только в зоне экваториальной
дивергенции (расхождения течений) и в районах апвеллингов. В этих областях
ресурс кремния в поверхностных водах постоянно пополняется за счет его
поступления с поднимающимися на поверхность промежуточными и глубинными водами.
В
настоящее время глубинные и промежуточные воды в океане представляют собой
смесь так называемых "молодой" и "старой" вод, которые
резко различаются по степени насыщения кремнием. "Молодая" вода
образуется за счет североатлантической глубинной водной массы, интенсивное
формирование которой началось, как говорилось выше, на рубеже раннего и
среднего миоцена в Норвежско-Гренландском бассейне. Она резко недонасыщена растворенным
кремнием. "Старая" вода, заполняющая глубоководную часть океана,
напротив, отличается более высоким его содержанием. Североатлантическая водная
масса, погружаясь и распространяясь на юг, "омолаживает"
"старые" воды, понижая в них концентрацию кремнезема. Однако на своем
пути из Северной Атлантики в Тихий океан она постепенно насыщается этим
элементом, и поэтому глубинные и промежуточные воды Северной Пацифики
характеризуются повышенным его содержанием.
Тот
факт, что перемещение центров биогенного кремненакопления из Северной Атлантики
в Северную Пацифику произошло во время климатического оптимума, т.е. несколько
раньше начала интенсивного роста ледового щита в Восточной Антарктиде и
глобального понижения температуры вод в океанах, дал основание предполагать,
что это событие связано в первую очередь именно с началом формирования больших
объемов "молодой" североатлантической глубинной водной массы.
Последовавшее затем глобальное похолодание, вероятно, привело лишь к ускорению
этого перемещения и расширению масштабов кремненакопления в северной части
Тихого океана, с одной стороны, путем интенсификации процесса формирования
указанной водной массы, а с другой, за счет усиления общей циркуляции и подъема
на поверхность глубинных вод, обогащенных питательными элементами, в том числе
кремнием, в высокоширотных областях Северного и Южного полушария. Расширение
пояса кремненакопления вокруг Антарктиды на протяжении среднего миоцена и в
более поздние эпохи подтверждает это предположение.
Поздний миоцен (11-5 млн лет назад)
В
позднем миоцене тенденция похолодания, отчетливо проявившаяся в
среднемиоценовое время, получила дальнейшее развитие. Изотопные исследования
показывают, что в это время температуры поверхностных вод в высокоширотных
областях океанов продолжали неуклонно понижаться, испытывая колебания во
времени. В низких же широтах они не менялись и даже несколько повышались. Это
указывает на прогрессирующее похолодание и дальнейшую дифференциацию водных
масс. Продолжалось формирование ледового щита в Антарктиде, в том числе и в ее
западной части. Наиболее интенсивно ледник рос в начале (около 10-9 млн лет
назад) и в конце (6.5-5 млн лет назад) позднего миоцена. Это привело к
понижению температуры поверхностных вод в Приантарктическом регионе до 3° С (и
менее) и к исчезновению здесь планктонных микроорганизмов с карбонатным
скелетом.
Похолодания
начала и конца позднего миоцена были разделены периодом потепления, который
отмечен возвращением в море Уэдделла планктонных фораминифер и нанопланктона и
миграцией тепловодных видов нанопланктона в высокие широты Северной и Южной
Атлантики. Это потепление также фиксируется изотопными исследованиями.
В
конце миоцена объем льда достиг максимальных значений 10. Это
подтверждается значительным (на 300 км) смещением в северном направлении
границы распространения биогенных кремнистых осадков, которые к этому времени
сформировали сплошной пояс вокруг Антарктиды, а также широким развитием
эрозионных процессов. Резко ускорившееся накопление льда синхронно понижению
уровня океана на 40 м и глобальной регрессии, что, как считается, стало
причиной так называемого "мессинского кризиса", т.е. полной изоляции
Средиземного моря и накопления мощной соленосной толщи.
К
концу миоцена в океане, вероятно, уже сформировалась система циркуляции, близкая
к современной, с хорошо выраженными широтной климатической зональностью и
гидрологическими фронтами в обоих полушариях, что нашло отражение в четкой
биполярности в распределении карбонатных планктонных организмов. Например, в
высоких широтах Северной Атлантики в позднем миоцене развивается сообщество
планктонных фораминифер, практически идентичное существующему в
Австрало-Новозеландском регионе. Интересно отметить, что в этом районе ареал
распространения сообщества смещен в более низкие широты, что указывает на
асимметрию в расположении климатических поясов в Северном и Южном полушариях за
счет влияния антарктического ледового щита.
В
позднем миоцене появляются также первые признаки оледенения в Северном
полушарии. Сплошное покровное оледенение здесь сформировалось позднее, около
2.6 млн лет назад, о чем свидетельствует резкое увеличение количества материала
ледового разноса в осадках и расширение районов его распространения в Северной
Пацифике и Северной Атлантике. Однако отдельные гальки и обломки пород,
разносившиеся плавающими льдами, отмечаются здесь намного раньше. В северной
части Тихого океана первые их находки датируются поздним миоценом, около 6 млн
лет. В Северной Атлантике ледовый разнос начался еще раньше. Наиболее древний
материал ледового разноса имеет здесь возраст около 11 млн лет в проливе Фрама,
8- 9.5 млн лет в Баффиновом заливе и Лабрадорской впадине, 7 млн лет во
впадине Ирмингер и 5.5 млн лет на плато Воринг. Приведенные данные
свидетельствуют о том, что в позднем миоцене в Арктике активно формировались
горные ледники, при этом некоторые из них, по-видимому, достигали уровня моря,
хотя сплошного покровного оледенения здесь, разумеется, не существовало.
Различия в возрасте материала ледового разноса в разных районах указывают, что
оледенение в Арктике началось, вероятно, в Гренландии и постепенно
распространялось в восточном и западном направлениях.
Заключение
Изложенные
материалы, разумеется, не могут претендовать на полный охват всех аспектов
исключительно сложной истории океана и климата в миоцене. Такие важные события,
как колебания уровня океана, изменения во времени глубины карбонатной
компенсации (границы, ниже которой CaCO3 растворяется), оказавшие
значительное влияние на осадконакопление и биоту, здесь не были рассмотрены
из-за ограниченного объема статьи. Степень решенности проблем, упоминающихся в
данном обзоре, также весьма различна. Некоторые из них, например точное время,
причины и механизм перераспределения центров биогенного кремненакопления, по
существу только сформулированы. Еще ждет своего решения проблема зарождения и
эволюции покровного оледенения в Северном полушарии.
В
данный момент можно только констатировать, что усилиями огромного числа
исследователей и научных коллективов из разных стран уже прочитаны многие страницы
кайнозойской истории океанов, однако полная расшифровка миоценовой летописи еще
далека от 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 И.А. // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1988. N 12. С.59-68.
7Крашенинников
В.А., Басов И.А. Планктонные фораминиферы миоцена Северо-Восточной Атлантики
(стратиграфия, палеоэкология) // Тез. докл. XII Междунар. школы морской
геологии. 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 статьи положены результаты исследований в рамках проекта РФФИ N 96-05-
64257.
Список литературы
Для
подготовки данной работы были использованы материалы с сайта http://www.nature.ru/
