И.А.Басов
Введение
Впоследнее десятилетие мы являемся свидетелями бурного развития во всем миреисследований эволюции океанов Земли. Пристальный интерес к изменениям вокеанской 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 основепрогнозирования колебаний в будущем так важно восстановить хронологическуюпоследовательность океанских процессов и их связь с другими явлениями. Этостало возможным благодаря бурению в разных океанах на протяжении трехдесятилетий в рамках международного Проекта глубоководного бурения и егопреемницы – Программы океанского бурения с помощью буровых судов «ГломарЧелленджер» и «ДЖОЙДЕС Резолюшн» 1. Тысячи скважиндали в руки исследователей колоссальный фактический материал для решения различныхгеологических проблем, в первую очередь проблемы эволюции палеосреды. Большевсего данных получено для позднекайнозойского этапа развития Земли. Благодаряизучению осадочного чехла океанов и содержащихся в нем остатков различных карбонатных ( фораминиферы, нанопланктон) и кремневых ( радиолярии, диатомеи, силикофлагелляты), планктонных микроорганизмов, а такжеиспользованию новейших (прежде всего изотопных) методов удалось в общих чертахвосстановить последовательность основных океанских и климатических событий напротяжении неоген-четвертичного времени.
Этиисследования показали, что в эволюции океанской циркуляции и климата периодыотносительного покоя или плавных изменений сменялись периодами резкихперестроек, что приводило к кардинальному перераспределению химических ифизических характеристик в океанской среде. Миоценовый этап эволюции Земли — критический в ее кайнозойской истории. Именно в миоцене завершился переход отрежима теплой биосферы, господствовавшей в меловое время, к холодной — ледовой, когда климат планеты стал определяться наличием мощных покровных льдовв 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 океанеи формированию системы глобальной циркуляции, подобной современной. Преждевсего это отделение Австралии от Антарктиды и позднее — раскрытие проливаДрейка, в результате чего появилась глубоководная связь между Тихим,Атлантическим и Индийским океанами в высоких широтах Южного полушария исформировалось современное Циркумантарктическое течение. Возникла термическаяизоляция Антарктиды, и в ее пределах сформировалось покровное оледенение.Тектонические процессы в Южном полушарии сопровождались движением литосферныхблоков на север. В конечном итоге в низких широтах прекратился свободныйводообмен между океанами и на месте Западного Тетиса образовалсяСеверо-Атлантический бассейн, сообщавшийся с Тихим океаном через проливы междуСеверной и Южной Америкой, а также полузамкнутый Средиземноморский бассейн.
Всреднем миоцене (около 15-14 млн лет назад) закрылся Восточный Тетис ициркумэкваториальное течение, до этого определявшее характер глобальной циркуляции,прекратило свое существование. В каждом из океанов сформировалась собственнаясистема циркуляции с меридиональными течениями и переносом водных масс итепла. Решающее влияние на эволюцию океана и климата оказали такжетектонические процессы в Северной Атлантике, в результате которых появиласьустойчивая связь между Норвежско-Гренландским бассейном и Северной Атлантикой,началось интенсивное формирование североатлантической глубинной водной массы иее распространение по всему Мировому океану. Все эти изменения, пик которыхприходится на миоценовое время, непосредственным образом влияли на характеросадконакопления и распределение океанской биоты, что находит отражение восадочных разрезах.
Ранний миоцен (23.5-16 млн лет назад)
Материалыбурения 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). Наиболеедревний, раннеолигоценовый возраст достоверно установлен для такого материала вразрезах осадков моря Уэдделла, залива Придз и южной части плато Кергелен, атакже моря Росса. Полученные данные свидетельствуют, что к этому времени льды Восточной Антарктиды достигли окружающего ее шельфа. Об интенсивном образованииледового покрова и интенсификации циркуляции водных масс вблизи Антарктидысвидетельствует и начавшееся формирование в высоких широтах Южного полушарияпояса биогенных кремнистых осадков, которые отмечены на Фолклендском плато, вАргентинской впадине, во впадине Эмеральд, в районе моря Росса и к югу ото.Тасмания 2. Изотопные исследования показывают, что в начале раннего миоцена существенно потеплело после довольно резкого похолодания нарубеже олигоцена и миоцена. Это потепление имело глобальный характер и нашлоотражение во всех широтных зонах океана. При этом в разных районах онопроявилось по-разному. В низких и умеренных широтах температуры повсеместнобыли высокими. Проведенный нами анализ распределения планктонных фораминифер вмиоценовых осадках Северо-Восточной Атлантики показал, что вся область отэкватора на юге до плато Рокколл на севере была заселена их довольноразноообразной ассоциацией. В то же время в высоких широтах и планктонныефораминиферы, и известковый нанопланктон представлены единичными видами. Вприантарктических районах в это время шла интенсивная эрозия, количествоматериала ледового разноса в осадках увеличивалось, росло кремненакопление, чтосвидетельствует о дальнейшем развитии здесь процессов апвеллинга и пониженииповерхностных температур. Таким образом, можно предположить, что в началемиоцена в высоких широтах уже существовал, возможно, периодически Полярныйфронт, разделявший водные массы с разными температурными характеристиками. Озарождении широтной дифференциации водных масс в это время говорит также пик ввидообразовании планктонных фораминифер в умеренных и высоких широтах,осваивавших новые водные массы.
Вовторой половине раннего миоцена продолжалось потепление, отразившееся врастущем облегчении изотопного состава кислорода в раковинах планктонныхфораминифер, которое достигло своего максимума на рубеже раннего и среднегомиоцена. Tемпература поверхностных вод в Южной Атлантике повысилась на 2° С запериод 22-16 млн лет назад 3. Потепление хорошо заметно враспределении карбонатного нанопланктона и планктонных фораминифер. На рубежераннего и среднего миоцена в Северной Атлантике широко распространились ихтипичные экваториально-тропические виды, которые достигают широт плато Рокколл.Хотя изотопные исследования не регистрируют понижения температур вприантарктических районах во второй половине раннего миоцена, увеличениесодержания в осадках материала ледового разноса в районе поднятия Королевы Модсвидетельствует о постепенном росте ледового щита в Восточной Антарктиде. Приэтом ледовый покров разрастался, по-видимому, именно благодаря потеплению ивследствие этого увеличению испарения с поверхности океана, а также выпаденияосадков над охлажденной Антарктидой.
Всвязи с равномерно тепловодными условиями на большей части океана и отсутствиемзначимых температурных градиентов глобальная циркуляция в океанах, в том числепридонная, была, вероятно, слабой, что подтверждается, в частности,исследованиями бентосных фораминифер в Северной Атлантике. Их ассоциации внижнемиоценовых осадках на 90% состоят здесь из представителей рода Bolivina,которые характерны для осадков с высоким содержанием Сорг, формирующихся вусловиях дефицита кислорода в придонном слое либо в результате высокойпродуктивности поверхностных вод. Так, например, происходит в современных зонахапвеллинга либо в районах очень вялой придонной циркуляции, как в Средиземномморе во время накопления осадков с высоким содержанием органических веществ(сапропелей). Одновременно у западных побережий континентов в раннем миоценеразвивались крупные зоны апвеллинга и связанные с ними процессы эрозии.Особенно интенсивными они были у побережий Северо-Западной Африки и ЗападнойЕвропы, где в ряде районов (Сахарское побережье, поднятие Виго у Пиренейскогополуострова, Бискайский залив, поднятие Рокколл) в это время накапливалисьчистые биогенные кремнистые осадки или же осадки, обогащенные остаткамикремневых микроорганизмов. В этих же районах нередко фиксируются перерывыосадконакопления внутри нижнемиоценового интервала или на границе нижнего исреднего миоцена.
1InitialReports of the DSDP. Wash., 1969-1986; Proceedings of the ODP. College Station, 1988-1995.
2КеннеттДж. П. Морская геология М., 1987. Ч.2. С.3; Крашенинников В.А., Басов И.А.Стратиграфия кайнозоя Южного океана. М., 1986.
3HodellD.A., Kennett, J.P. // Geol. Soc. Amer. Mem. 1985. N 163. P.317-337.
Средний миоцен (16-11 млн лет назад)
Средниймиоцен отмечен событиями, которые кардинальным образом трансформировалиглобальную ситуацию в океане и климате, привели к значительным изменениям враспределении поверхностной биоты и осадков. Именно в это время была заложенаблизкая к современной циркуляция, которая характеризуется значительнымивертикальным и широтным температурными градиентами и определяющей ролью водныхмасс, формирующихся в высокоширотных областях Южного и Атлантического океанов.В разных широтных зонах по изотопным данным фиксируются синхронные сдвиги всторону похолодания 4. При этом увеличение тяжелых изотопов кислороданаблюдается в раковинах и планктонных, и бентосных видов. Это свидетельствуето быстром росте в это время объема льда в Антарктиде, который, как показываетанализ, происходил в два этапа: 14.5-14 и 13.5-12.5 млн лет назад. В этипериоды окончательно сформировался ледовый покров в Восточной Антарктиде, объемкоторого в последующие эпохи претерпевал лишь незначительные изменения. Началобыстрого роста ледового щита в южной полярной области совпало с закрытиемВосточного Тетиса и прекращением свободного водообмена между всеми океанами вэкваториальной области. Связь между этими событиями очевидна.
Второесобытие, с которым связаны эти кардинальные изменения, — возникновение в началесреднего миоцена глубоководной связи между Норвежско-Гренландским бассейном иСеверной Атлантикой и интенсивное формирование североатлантической глубиннойводной массы. Оно началось после погружения Фареро-Исландского порога на рубежераннего и среднего миоцена. С этого времени североатлантическая вода в большихобъемах распространяется на юг вдоль Американского континента и затем,смешиваясь в высоких широтах Южной Атлантики с антарктической глубинной водноймассой, 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 наповерхность и течениями переносятся обратно в Северную Атлантику, образуя такимобразом глобальный круговорот, так называемый конвейер Брокера 5.
Этидва взаимосвязанных события (резкое увеличение объема льда в Антарктиде иначало интенсивного формирования североатлантической водной массы)предопределили всю дальнейшую эволюцию океана и климата планеты. Формирование вэто время системы циркуляции, принципиально схожей с современной, привело кустойчивой стратификации водных масс и развитию резких температурныхградиентов. Если в раннем миоцене температуры поверхностных вод в низких ивысоких широтах различались незначительно, то к концу миоцена в Тихом океанеградиент между температурами вод на экваторе и в приантарктических районахсоставил 12° С. Рост градиентов сопровождался интенсификацией какповерхностной, так и придонной циркуляции, что отразилось в широкомраспространении в океанах перерывов в осадконакоплении 6.Последствия этих событий наиболее заметно проявились в глобальном распределениипланктонных микроорганизмов и осадков.
Начинаясо среднего миоцена становится отчетливой широтная дифференциация карбонатногомикропланктона, наблюдаемая во всех океанах. Это хорошо видно на примерераспространения планктонных фораминифер в Северной Атлантике. Если составраннемиоценовых ассоциаций от экватора до плато Рокколл был очень близким иразличия заметны только в их структуре, то в среднем миоцене их широтнаядифференциация уже хорошо выражена 7. В это время среди нихдостаточно отчетливо выделяются экваториально-тропическая, субтропическая,переходная и бореальная, или субарктическая группировки. Похожие измененияпретерпело и распределение карбонатного нанопланктона 8.
Восадках среднего миоцена приантарктических районов заметно увеличилисьсодержание и размерность материала ледового разноса. Одновременно в Южномокеане происходит расширение области распространения этого материала. В этовремя северная ее граница значительно отодвигается на север, достигая широтыплато Кэмпбелл к югу от Новой Зеландии.
Наиболеесущественные изменения в среднем миоцене произошли в биогенномкремненакоплении. В то время как вокруг Антарктиды пояс кремнистых осадковпродолжал расширяться, в других частях Мирового океана происходилоперераспределение центров кремненакопления (в американской литературе этотфеномен получил название «silica shift», или «silicaswitch»). На рубеже раннего и среднего миоцена ареалы биогенных кремнистыхосадков, до этого широко развитые в разных районах Северной Атлантики 9,начали здесь резко сокращаться или постепенно исчезать. К концу раннего миоценаони сохранялись только в Лабрадорском море, в районах плато Рокколл ирегионального апвеллинга у берегов Северо-Западной Африки. В это же время(около 17-15 млн лет назад) биогенные кремнистые осадки начали интенсивнонакапливаться в северной части Тихого океана и у калифорнийского побережья.Следует отметить, что на подводных поднятиях Обручева и Паттон-Меррей всеверной части Тихого океана повышенные содержания кремнистых организмовотмечены уже в основании нижнемиоценового разреза. Но собственно биогенныекремнистые осадки в этих районах появились приблизительно на рубеже раннего исреднего миоцена, что подтверждает наблюдения американских исследователей.
Водысовременного океана, особенно поверхностные, в целом недонасыщены кремнием,поэтому подавляющее большинство скелетов кремневых микроорганизмоврастворяются, не достигнув дна. Подсчитано, что более 90% биогенного опала,продуцируемого микроорганизмами в поверхностных водах, растворяется припогружении отмерших раковин на дно. Поэтому накопление кремнистых осадков ссодержанием биогенного SiO2 более 30% возможно только в тех районах,где, с одной стороны, продуктивность кремневого микропланктона в поверхностныхводах исключительно высока, а, с другой стороны, промежуточные и глубинные водыв достаточной мере насыщены кремнием. Учитывая, что поверхностные воды океанасильно недонасыщены этим элементом, высокая продуктивность кремневыхмикроорганизмов в настоящее время отмечается только в зоне экваториальнойдивергенции (расхождения течений) и в районах апвеллингов. В этих областяхресурс кремния в поверхностных водах постоянно пополняется за счет егопоступления с поднимающимися на поверхность промежуточными и глубинными водами.
Внастоящее время глубинные и промежуточные воды в океане представляют собойсмесь так называемых «молодой» и «старой» вод, которыерезко различаются по степени насыщения кремнием. «Молодая» водаобразуется за счет североатлантической глубинной водной массы, интенсивноеформирование которой началось, как говорилось выше, на рубеже раннего исреднего миоцена в Норвежско-Гренландском бассейне. Она резко недонасыщена раствореннымкремнием. «Старая» вода, заполняющая глубоководную часть океана,напротив, отличается более высоким его содержанием. Североатлантическая воднаямасса, погружаясь и распространяясь на юг, «омолаживает»«старые» воды, понижая в них концентрацию кремнезема. Однако на своемпути из Северной Атлантики в Тихий океан она постепенно насыщается этимэлементом, и поэтому глубинные и промежуточные воды Северной Пацификихарактеризуются повышенным его содержанием.
Тотфакт, что перемещение центров биогенного кремненакопления из Северной Атлантикив Северную Пацифику произошло во время климатического оптимума, т.е. несколькораньше начала интенсивного роста ледового щита в Восточной Антарктиде иглобального понижения температуры вод в океанах, дал основание предполагать,что это событие связано в первую очередь именно с началом формирования большихобъемов «молодой» североатлантической глубинной водной массы.Последовавшее затем глобальное похолодание, вероятно, привело лишь к ускорениюэтого перемещения и расширению масштабов кремненакопления в северной частиТихого океана, с одной стороны, путем интенсификации процесса формированияуказанной водной массы, а с другой, за счет усиления общей циркуляции и подъемана поверхность глубинных вод, обогащенных питательными элементами, в том числекремнием, в высокоширотных областях Северного и Южного полушария. Расширениепояса кремненакопления вокруг Антарктиды на протяжении среднего миоцена и вболее поздние эпохи подтверждает это предположение.
Поздний миоцен (11-5 млн лет назад)
В позднем миоцене тенденция похолодания, отчетливо проявившаяся всреднемиоценовое время, получила дальнейшее развитие. Изотопные исследованияпоказывают, что в это время температуры поверхностных вод в высокоширотныхобластях океанов продолжали неуклонно понижаться, испытывая колебания вовремени. В низких же широтах они не менялись и даже несколько повышались. Этоуказывает на прогрессирующее похолодание и дальнейшую дифференциацию водныхмасс. Продолжалось формирование ледового щита в Антарктиде, в том числе и в еезападной части. Наиболее интенсивно ледник рос в начале (около 10-9 млн летназад) и в конце (6.5-5 млн лет назад) позднего миоцена. Это привело кпонижению температуры поверхностных вод в Приантарктическом регионе до 3° С (именее) и к исчезновению здесь планктонных микроорганизмов с карбонатнымскелетом.
Похолоданияначала и конца позднего миоцена были разделены периодом потепления, которыйотмечен возвращением в море Уэдделла планктонных фораминифер и нанопланктона имиграцией тепловодных видов нанопланктона в высокие широты Северной и ЮжнойАтлантики. Это потепление также фиксируется изотопными исследованиями.
Вконце миоцена объем льда достиг максимальных значений 10. Этоподтверждается значительным (на 300 км) смещением в северном направленииграницы распространения биогенных кремнистых осадков, которые к этому временисформировали сплошной пояс вокруг Антарктиды, а также широким развитиемэрозионных процессов. Резко ускорившееся накопление льда синхронно понижениюуровня океана на 40 м и глобальной регрессии, что, как считается, сталопричиной так называемого «мессинского кризиса», т.е. полной изоляцииСредиземного моря и накопления мощной соленосной толщи.
Кконцу миоцена в океане, вероятно, уже сформировалась система циркуляции, близкаяк современной, с хорошо выраженными широтной климатической зональностью игидрологическими фронтами в обоих полушариях, что нашло отражение в четкойбиполярности в распределении карбонатных планктонных организмов. Например, ввысоких широтах Северной Атлантики в позднем миоцене развивается сообществопланктонных фораминифер, практически идентичное существующему вАвстрало-Новозеландском регионе. Интересно отметить, что в этом районе ареалраспространения сообщества смещен в более низкие широты, что указывает наасимметрию в расположении климатических поясов в Северном и Южном полушариях засчет влияния антарктического ледового щита.
Впозднем миоцене появляются также первые признаки оледенения в Северномполушарии. Сплошное покровное оледенение здесь сформировалось позднее, около2.6 млн лет назад, о чем свидетельствует резкое увеличение количества материалаледового разноса в осадках и расширение районов его распространения в СевернойПацифике и Северной Атлантике. Однако отдельные гальки и обломки пород,разносившиеся плавающими льдами, отмечаются здесь намного раньше. В севернойчасти Тихого океана первые их находки датируются поздним миоценом, около 6 млнлет. В Северной Атлантике ледовый разнос начался еще раньше. Наиболее древнийматериал 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 вовпадине Ирмингер и 5.5 млн лет на плато Воринг. Приведенные данныесвидетельствуют о том, что в позднем миоцене в Арктике активно формировалисьгорные 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, чтооледенение в Арктике началось, вероятно, в Гренландии и постепеннораспространялось в восточном и западном направлениях.
Заключение
Изложенныематериалы, разумеется, не могут претендовать на полный охват всех аспектовисключительно сложной истории океана и климата в миоцене. Такие важные события,как колебания уровня океана, изменения во времени глубины карбонатнойкомпенсации (границы, ниже которой CaCO3 растворяется), оказавшиезначительное влияние на осадконакопление и биоту, здесь не были рассмотреныиз-за ограниченного объема статьи. Степень решенности проблем, упоминающихся вданном обзоре, также весьма различна. Некоторые из них, например точное время,причины и механизм перераспределения центров биогенного кремненакопления, посуществу только сформулированы. Еще ждет своего решения проблема зарождения иэволюции покровного оледенения в Северном полушарии.
Вданный момент можно только констатировать, что усилиями огромного числаисследователей и научных коллективов из разных стран уже прочитаны многие страницы кайнозойской истории океанов, однако полная расшифровка миоценовой летописи ещедалека от завершения.
4KennettJ.P. A review of polar climatic evolution during the Neogene, based on themarine sediment record // Paleoclimate and Evolution with Emphasis on HumanOrigins. New Haven, 1995. P.49-64.
5BroeckerW. // Geol. Soc. Amer. Today. 1997. V.7. N 5. P.1-7.
6BarronJ.A., Keller G. // Geology. 1982.V.10. P.443-470; Басов И.А. // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1988. N 12. С.59-68.
7КрашенинниковВ.А., Басов И.А. Планктонные фораминиферы миоцена Северо-Восточной Атлантики(стратиграфия, палеоэкология) // Тез. докл. XII Междунар. школы морскойгеологии. М., 1997. Т.2. С.233-234.
8HaqB.U. // Micropaleontology. 1980. V.26. N 4. P.414-443.
9BaldaufJ.G., Barron J.A. Evolution of biosiliceous sedimentation patterns — Eocenethrough Quaternary: paleoceanographic response to polar cooling // GeologicalHistory of the Polar Oceans: Arctic versus Antarctic. Amsterdam, 1990.P.575-607.
10Savage M.L., Ciesielski P.F. A revised history of glacialsedimentation in the Ross Sea region // Antarctic Earth Science, Canberra,1983. P.555-559.
Воснову статьи положены результаты исследований в рамках проекта РФФИ N 96-05-64257.
Список литературы
Дляподготовки данной работы были использованы материалы с сайта www.nature.ru/