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.
3Hodell D.A., Kennett, J.P. // Geol. Soc. Amer. Mem. 1985. N 163. P.317-337.
Средний миоцен (16-11 млн лет назад)
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.
ссылка - http://ruscore.ru/rqref/part4/item4235.html
Источник: http://ruscore.ru/rqref/part4/item4235.html |