КЛИМАТ В ДРЕВНИЕ ЭПОХИ

Похолодание и покровное оледенение. Климаты кайнозоя по данным глубоководного бурения

Для характеристики климатов палеозоя и мезозоя в основном используются данные по континентам, особенности же климата кайнозоя могут быть существенно дополнены при анализе результатов глубоководного бурения в пределах акватории Мирового океана. Изотопно-кислородный анализ раковин планктонных и бен- тосных фораминифер совместно с литологическими особенностями океанских осадков дает возможность оценить температурный режим обширных территорий и выявить общие тенденции климатических изменений.

Как отмечалось ранее, концентрация изотопов кислорода в раковинном веществе и морской воде является функцией температуры и солености. Особенно сильные изменения изотопного состава воды происходили в период образования мощных ледниковых покровов, т. е. в плейстоцене, плиоцене и большей части миоцена. Процесс изъятия из океанов огромного количества пресной воды, идущей на образование льда, приводил к повышению солености и обогащению океанской воды тяжелым изотопом кислорода. В конечном итоге это отражалось и на изотопном составе органогенного кальцита.

До настоящего времени правильная интерпретация изотонно- кислородных данных представляет собой сложную и далеко не решенную проблему. Поэтому довольно часто изотопно-кислородные- данные за последние 15—20 млн. лет не пересчитываются на палеотемпературные значения, а рассматриваются как общие тенденции изменения изотопных соотношений б180 (подразумевается температурный тренд). Следовательно, это, скорее, качественная, чем количественная характеристика климата.

Изотопные соотношения кислорода в раковинах бентосных и планктонных фораминифер дают информацию о придонных и поверхностных температурах. Наиболее надежными являются данные по температурам палеоцена, эоцена и большей части олигоцена, т. е. для тех отрезков времени, когда практически полностью отсутствовали ледниковые образования на полюсах.

Принято считать, что температура глубинных океанических вод соответствует температуре поверхности воды приполярных районов. По данным С. Савина и др. [171], температура глубинных вод примерно равна поверхностным температурам на широте 65°. Анализируя единичные значения температуры глубинных вод, установленные еще в начале 60-х годов, Ц. Эмилиани отметил тенденцию общего падения температур от 10,4 °С в олигоцене, 7°С в раннем и среднем миоцене до 2,2 °С в раннем плиоцене. Проведенное Савиным и др. [171] обобщение палеотемператур среды обитания бентосных форм тропических и экваториальных районов Тихого и Атлантического океанов дало возможность представить особенности изменения придонных температур, а следовательно, и общие тенденции изменения климата на протяжении последних 70 млн. лет.

После некоторого снижения температур на границе мелового и палеогенового периодов произошло резкое повышение температур с максимумом в эоцене. В это время придонные температуры составляли 12—14 °С. В позднем эоцене началось прогрессирующее понижение температур, которое, однако, несколько раз прерывалось кратковременным повышением температур в середине миоцена и раннем плиоцене. В. А. Зубаковым и И. И. Борзенковой [37] на основании обобщения материалов по изотоино-кислород- ным палеотемпературам, полученным во время последних рейсов «Гломар Челленджер», установлена общая тенденция изменения температур глубинных океанических вод на протяжении последних 60 млн. лет ( 5.13).

Наибольшие изменения температур придонных вод произошли между 55 и 35 млн. лет назад, а также в позднем миоцене и плиоцене, т. е. между 15 и 5 млн. лет назад. Довольно низкие температуры придонных вод характерны для олигоценовой эпохи. После кратковременного повышения температур в середине эпохи они вновь уменьшаются.

По данным Кеннетта [153, 154], резкое понижение температур придонных вод после эоценового максимума произошло на границе эоцена и олигоцена и составляло почти 7—8°С. Считается, что такое понижение температур произошло почти в течение 100 тыс. лет. Однако при сравнении этих данных с палеоклимати- ческими материалами по материкам выявляются довольно существенные противоречия. Палеоботанические, палеозоологические и палеотермометрические данные убедительно свидетельствуют о сильном похолодании, которое произошло во второй половине олигоденовой эпохи.

Для определения температуры поверхности воды Мирового океана в процессе проведения изотопно-кислородного анализа проб, состоящих из планктонных форм, но практически обитавших в толще воды мощностью около 100—150 м, С. Савин и др. [171] предлагают вносить, по крайней мере, две поправки. Одна из них учитывает разницу между изотопно-кислородными температурами, установленными по всей пробе планктонных фораминифер и по видам, обитавшим только на поверхности океана. Вторая поправка представляет собой разницу между фактическими температурами поверхности воды и изотопно-кислородными температурами, установленными по наиболее мелководным формам. Суммарная поправка для плиоцена и плейстоцена составляет 7°С, для миоцена— 3,2 °С, олигоцена — 3,8 °С, а для палеоцена и позднего мела — 1,7 °С.

Температуры поверхности воды Мирового океана могут быть сравнены с температурами поверхности воды эпиконтинентальных морей. Последние установлены на основании изотопно-кислород- ного анализа и по распределению магнезиальности в раковинах сугубо планктонных форм, и главным образом, по бентосным формам, которые обитали в литоральной зоне на глубинах, обычно не превышавших первые десятки метров.

Температуры Северной Атлантики были определены Б. Бухар- дом [118], а для центральных и западных частей Тихого океана — Р. Дугласом и С. Савиным [134]. Можно отметить, что данные, приведенные этими авторами, хорошо согласуются с результатами палеотемпературных определений по эпиконтинентальным морям Евразии и дают возможность оценить общепланетарные изменения температур ( 5.14). Они позволяют не только наметить, но и оценить происходившие в течение кайнозоя похолодания, которые развивались неравномерно и неоднократно сменялись потеплениями.

После похолодания в датском веке, которое хорошо фиксируется как изотопно-кислородной, так и магнезиальной палеотермометрией и отражается на литологическом составе осадков, условиях седиментации и обитания морских наземных организмов, начинается новое существенное повышение температур. Если в начале палеоцена средние температуры в умеренных широтах составляли 14—16 °С, то уже в конце палеоцена они повысились до 22—24 °С. В течение этого времени в приэкваториальных широтах средние годовые температуры оставались практически без изменения.

В течение эоценовой эпохи температуры продолжали увеличиваться. Максимально высокие температуры за всю кайнозойскую историю отмечены в середине эоценовой эпохи. В это время в морях Советского Союза средние годовые температуры составляли 24—28 °С, в центральной и западной частях Тихого океана — 26— 28°С и только в Северной Европе, по данным Бухарда [118], они достигали 30—31 °С. Хотя существование столь высоких значений для Северной Европы проблематично, но сам факт наличия довольно высоких температур подтверждается многочисленными ли- тологическими и палеонтологическими материалами.

Эоценовая эпоха была временем максимального расширения поясов экваториального и тропического климата и проникновения в средние и высокие широты тропических организмов. В частности, в средних широтах как северного, так и южного полушария располагались разнообразные рифы, в том числе и коралловые, и обитали многочисленные представители таких теплолюбивых организмов, как нуммулиты, шестилучевые кораллы и др. В пределах морских акваторий происходило интенсивное осаждение органогенных карбонатов, а в ряде мест и эвапоритов. На суше обитали теплолюбивые представители фауны и флоры. На некоторых островах Канадского Арктического архипелага и, в частности, на о. Элсмир, расположенном на 78° с. ш., в отложениях среднего эоцена известны остатки таких теплолюбивых животных, как крокодилы, черепахи и др. В северной части Канады, на севере и северо-востоке Евразии и на Новосибирских островах обнаружены остатки пальм, разнообразных вечнозеленых и широколиственных растений. Температура поверхности воды в пределах о. Элсмир достигала 15°С [159]. По данным палеоботанического анализа, температура воздуха в южных районах Калифорнии составляла 30 °С, а на Аляске —20—25 °С [187].

В конце эоцена все сильнее проявляются признаки наступающего похолодания. Оно выражается в постепенном сужении ареалов тропических и просто теплолюбивых организмов, уменьшении объемов эвапоритообразования и площадей карбонатонакопления, постепенной смене тропической вечнозеленой растительности листопадной. Согласно палеотермометрическим данным, глобальные средние годовые температуры в конце эоцена по сравнению с средним эоценом понизились на 5—6°С.

По мнению некоторых исследователей [145, 158], в эоценовую эпоху в Антарктиде начало развиваться горное оледенение и в конце эоцена, т. е. около 38 млн. лет назад, отдельные ледники достигали берега океана [23]. Однако, исходя из палеотемператур-" ных данных, началом покровного оледенения Антарктиды может считаться вторая половина олигоценовой эпохи (25—30 млн. лет назад), когда произошло существенное понижение температуры^ всей земной поверхности. Согласно палеотемпературным определе-' ниям, во второй половине олигоцена средние годовые температуры в средних широтах снизились до 7—10°С. В связи с глобальным похолоданием резко усилился подъем глубинных вод вокруг Антарктиды и осуществлялось проникновение холодных шельфовых вод в экваториальные широты.

Похолодание и покровное оледенение явились причиной значительного снижения уровня океана, регрессии, увеличения климатических контрастов и появления нового типа климата — континентального. Похолодание привело не только к существенному изменению атмосферной циркуляции, но и к развитию совершенно иной системы поверхностных и глубоководных морских и океанических течений.

В раннем миоцене температура стала повышаться. В это время: на территории юга СССР средние годовые температуры составляли 14—18°С, а на севере Европы—12—16°С. По сравнению со второй половиной олигоцена в раннем миоцене происходило расши-, рение тропического пояса и повышение температуры в умеренных и полярных широтах.

Однако повышение температуры было непродолжительным, и уже во второй половине миоцена намечается новый спад температуры, особенно сильно выразившийся в средних и высоких широтах. Это похолодание хорошо фиксируется сокращением ареала тропической и субтропической фауны и флоры, смещением к экватору поясов рифообразования и карбонатонакопления и появлением в высоких широтах первой таежной растительности. В то время, т. е. примерно 12—13 млн. лет назад, увеличивается в размерах ледяной покров в Антарктиде. Ледники возникли на большинстве гористых арктических островов и на Аляске. Об этом свидетельствуют находки моренных отложений на Аляске, на островах Канадского Арктического архипелага и др. Моренные отложения на Аляске датируются 10 млн. лет [4].

Несмотря на неоднократные, но кратковременные повышения глобальных температур, происходившие в течение плиоценовой эпохи, все они недостаточны для существенного сокращения, а тем более для исчезновения ледникового покрова. В середине плиоцена средняя годовая температура на юге Советского Союза составляла 16°С, а в Северной Европе и в пределах Северного моря— 12°С.

Температурный градиент от экватора к полюсам был минимальным около 50 млн. лет назад и не превышал 5°С. В дальнейшем происходило нарастание градиента с максимумом (около 40°С) в эпохи максимальных похолоданий в четвертичном периоде. Можно полагать, что средняя годовая температура у Северного полюса в среднем эоцене составляла около 5°С, а в конце олигоцена— 0°С (в современную эпоху она равна —14°С).

Следует отметить, что наиболее существенные изменения средних годовых температур происходили не в экваториальных широтах, где температура изменялась в пределах 22—28 °С, а у полюсов и особенно в умеренных широтах, где температура при похолоданиях уменьшалась на 15—20 °С.