52. Изменение температуры вод экваториальной части

Тихого океана за последние 135 млн. лет, по Дугласу и Савину (Douglas, Savin, 1971)

а — поверхностных вод

б ~- придонных вод

Палеотемпературы

определяли

по изотопному

составу кислорода

планктонных (а)

и бентосных

фораминифер (б)

из керна скважинь

глубоководного

бурения

в центральной

части

Тихого океана

В флоре юрского периода преобла­дали хвойные и папоротниковые ле­са. С аридизацией климата, макси­мум которой приходится на начало верхнеюрской эпохи, площади па­поротниковых лесов сокращаются, уступая место растительности са­ванн.

Несмотря на расширение арид­ных областей, по побережью океана в большинстве районов сохранялись достаточно влажные условия; пыш­но произрастала растительность и в высоких широтах. Хвойногинк-говые леса распространялись на Шпицберген, Землю Франца-Иоси­фа, северную часть Евразии. В Ан­тарктиде в нескольких местах также были обнаружены остатки хвойной растительности юрского периода, ко­торая, по-видимому, произрастала в условиях теплого или субтропиче­ского климата в прибрежной полосе, характеризующейся высокой влаж­ностью и отсутствием резких коле­баний температуры.

Величины палеотемператур, полу­ченные при анализе изотопов кисло­рода в карбонатных скелетных ос­татках морских организмов, также свидетельствуют о преобладании тропических и субтропических усло­вий на Земле.

От Аляски до Аргентины и Новой Зеландии температуры менялись в диапазоне от 15 до 35°, в среднем имея величину, близкую к 22— 25 °С (Тейс, Найдин, 1973; Боуэн, 1969).

Следует отметить, что в отдельных районах температуры в течение юр­ского периода не остаются постоян­ными, а испытывают значительные колебания.

Палеонтологами в юре выделяют­ся две провинции морской фауны: бореальная, распространяющаяся вблизи Северного полюса, и провин­ция Тетис. Первая соответствует умеренно прохладной климатиче­ской зоне, вторая — субтропической и тропической.

Интересно, что в южной части Ти­хого океана этого времени пока не обнаружена фауна, эквивалентная фауне бореальной провинции север­ного полушария. В морских осадоч­ных юрских образованиях континен­тов южного полушария встречены остатки только теплолюбивой фау­ны, близкой по составу к фауне про­винции Тетис.

Начиная с мелового периода уже имеются материалы, позволяющие реконструировать палеоклиматиче-ские условия не только по данным континентов, но и непосредственно по отложениям в Тихом океане.

Как следует из этих данных, в начале раннего мела климат был еще более жаркий л, вероятно, не­сколько более засушливый, чем в юре. По результатам изотопно-кислородного анализа, это время са­мое жаркое за последние 140 млн. лет (рис. 52). Теплый климат фик­сируется и в Австралийско-Новозе­ландском районе. Изотопный состав кислорода карбоната скелетов орга­низмов, живших в морях Европы, подтверждает глобальность этого по­тепления.

Континентальные данные свиде­тельствуют о сухости климата. Экс­трааридные условия с их типичны­ми формациями существовали в Центральной и Средней Азии. Но далее к Тихому океану аридность климата значительно смягчается: в бассейне Амура и в Японии накап­ливались малокарбонатные олиго-миктовые красноцветы, характерные для более мягкого климата. Арид­ные зоны четко фиксируются по со-леносным толщам в Южной Амери­ке, известны они и в Северной Аме-

рике. Среди наземных растений по­являются покрытосеменные, боль­шое значение получают ксерофи­ты — засухоустойчивые виды. Зна­чительное потепление привело к сме­щению от экватора всех геоботани­ческих зон и зон угленакопления. На шельфах широко развиты пеле-циподовые фауны аридного мелко­водья, большое распространение по­лучают кораллы. В целом климат жаркий, но для этого времени из­вестны и бореальные формы фауны.

В середине раннемеловой эпохи наступило некоторое похолодание, в конце сменившееся потеплением, ко­торое особенно ярко проявилось в морях Европы. Но в общем в Тихом океане климат второй половины нижнего мела был относительно бо­лее прохладным. Данные, получен­ные по континентам, свидетельству­ют об увеличении влажности кли­мата этого времени. Аридные обла­сти сужаются, смещаются на несколько градусов к экватору и от­тесняются в глубь Азии. Вдоль побе­режья появляются угленосные отло­жения. Среди морских беспозвоноч­ных большое распространение полу­чают белемниты и аммониты, хоро­шая изученность которых позволяет надежно разделять бореальные и тропические формы. Но вот грани­цы между областями распростране­ния тропических и бореальных форм очень расплывчаты: бореаль­ные формы известны до широты Кавказа, тропические формы встре­чаются до 80° с. ш. Это свидетель­ствует о слабой зональной диффе­ренциации климатов.

Позднемеловая эпоха в целом ха­рактеризуется увеличением конти­нентальное™ климата и некоторым похолоданием по сравнению с предыдущим этапом, хотя в середи­не эпохи повсеместно фиксирует­ся потепление не только по изотоп­но-кислородным данным (см. рис. 52), но и палеонтологическими мето­дами.

Позднемеловое время относительно раннемелового не только более про­хладное, но и более засушливое. Аридные области подходят к бере­гам океана, расширяются области бореальной мезомиктовой формации. В Азии гипсоносные отложения от­мечаются в прибрежных частях Ки­тая, известны они во Флориде, в Патагонии. Конгломераты, бурые песчаники и глины с мощными сло­ями соли и гипса верхнемелового возраста известны в Кордильерах от Перу до Эквадора, отмечаются гипсоносные толщи в бассейне Ама­зонки в Бразилии.

Анализ распределения и состава наземной фауны в конце мезозоя убеждает в том, что на земном шаре в мелу отсутствовала резкая клима­тическая зональность. На большей части поверхности распространя­лись условия тропического и субтро­пического климата. Тем не менее если в юре в южном полушарии неизвестна бореальная фауна, то в меловое время в южной части Ти­хоокеанского бассейна, включающе­го моря на территории современных материков Австралии, Западной Ан­тарктиды, Южной Америки и в Но­вой Зеландии, формируется новая провинция морской макрофауны, аналогичная северной бореальной. Зона смешения бореальных и тропи­ческих форм становится уже, чем в юрское время.

Аналогичная биогеографическая зональность выявлена при изучении распределения и состава как ран­не- так и позднемеловых форамини­фер.

По данным американского пале­онтолога В. Шейнбнеровой, в мелу существовали уже три крупные био­географические провинции: провин­ция Тетис (тропическая, экватори­альная), располагающаяся между 30° с. ш. и 30° ю. ш., бореальная на севере и аустральная на юге, протя­гивающиеся широтно-вытянутыми полосами выше 50° в северном и южном полушариях. Между экваториальной и бореальными про­винциями находились переходные биогеопровинции.

Н. М. Страхов (1960, 1962), ана­лизируя размещение различных ти­пов осадочных пород на континентах с послерифейского времени, пришел к выводу об относительной стабиль­ности положения климатических зон в мезозое и кайнозое. Так, засушли­вые зоны северного и южного полу­шарий Земли в мезозое и кайнозое были приурочены к тем же районам, в которых они наблюдаются и в настоящее время. Различия их за­ключаются лишь в изменении раз­меров аридных площадей и их кон­кретной конфигурации.

В самом конце мелового периода происходят значительное повсемес­тное похолодание и аридизация кли­мата. Похолодание фиксируется и в центральной части Тихого океана (до 18—20°С), и в австрало-новозе­ландской области. Резко увеличи­лась континентальность климата, его зональность, увеличилось солнеч­ное сияние. К этому времени при­урочена и резкая смена видового со­става фауны и флоры. Вымерли ди­нозавры, ихтиозавры, аммониты и большинство белемнитов, многие ви­ды планктонных фораминифер. В то же время наблюдается расцвет ряда групп простейших организмов, в первую очередь кокколотофорид: к верхам меловой системы относятся основные массы писчего мела.

На континентах господствующее положение получили покрытосемен­ные, произошла перестройка видово­го состава голосеменных. Все эти из­менения скорее всего были связаны не столько с аридизацией и, возмож­но, не столько с похолоданием, сколько, как свидетельствуют палео­ботанические данные, с увеличением солнечного сияния и контрастностью сезонных температур. Одна из воз­можных причин такого изменения климата — изменение содержания углекислого газа в атмосфере и уве­личение ее прозрачности.

Таким образом, в конце мезозоя на континентах в условиях тропическо­го и субтропического климата, кото­рые распространялись практически по всему земному шару, широтная климатическая зональность все же была выражена достаточно четко.

В кайнозойскую эру, унаследовав­шую климатическую зональность верхнего мезозоя, продолжается эво­люция в сторону постепенного похо­лодания, формирования в полярных районах более холодных климатиче­ских поясов и их миграции в на­правлении термического экватора.

Широтная зональность нашла свое отражение в литологическом составе палеогеновых осадков. Четко выде­ляется экваториальный пояс интен­сивного биогенного осадконакопле-ния. Осадки пояса сложены преиму­щественно биогенным кремнистым и кремнисто-карбонатным материа­лом, обогащены органическим ве­ществом.

В приантарктической зоне в па­леогене накапливались осадки,сход­ные с современными осадками тро­пических зон океана. Пелагические глубоководные глины, характери­зующиеся низкими скоростями на­копления, выше критической глуби­ны карбонатонакопления сменялись кокколитовыми илами. Отсутствовал пояс кремненакопления, что свиде­тельствует об исключительной вяло­сти циркуляции вод в этой области. Зона антарктического подъема вод, являющаяся в настоящее время пер­вопричиной формирования кремни­стого пояса вокруг этого континента, если и существовала, то в редуци­рованном виде. В палеогене мы не обнаруживаем и циркумантарктиче­ского пояса айсберговых осадков.

Изотопно-кислородные данные, по­лученные по экваториальной зоне Тихого океана, показывают, что в палеоцене температуры поверхно­стных вод начинают подниматься после позднемелового похолодания, достигая величины порядка 25 °С в позднем палеоцене — раннем эоце­не. В позднем эоцене температуры начинают падать, достигая к сере­дине олигоцена своего минимума: плюс 17 — плюс 18°. Аналогичен ход температуры придонных вод — от 12—13° в палеоцене — эоцене до 5°С на границе раннего и поздне­го олигоцена (см. рис. 52).

Аналогичная картина наблюдает­ся и в южном полушарии. По дан­ным американских исследователей Н. Шеклтона и Дж. Кеннета (Sha-CKleton, Kennett, 1975), к югу от Новой Зеландии в палеоцене и ран­нем эоцене поверхностные темпера­туры воды составляли 18—20°С. Близки к этим величинам были и температуры придонных вод.

В раннем олигоцене температура поверхностной воды к югу от Новой Зеландии резко уменьшается — до 7°С, а придонной на глубине 1200 м — до 5—6°С, т. е. до таких температур, которые наблюдаются в настоящее время. Палеонтологиче­ские данные подтверждают, что в позднем эоцене Южная Америка, Африка, большая часть западного берега США, все восточное побе­режье Северной Америки и большая часть Европы находились в тропи­ческих условиях.

На южном острове Новой Зелан­дии обнаружены фрагменты эоцено-вых коралловых рифов — индикато­ров тропического климата, которые отсутствуют в более молодых тол­щах. Даже в районах вблизи Ан­тарктиды в позднем миоцене климат был умеренно теплый или теплый.

На континентах существуют толь­ко два термических типа раститель­ности: тропический и бореальный, причем, как и в более ранние жар­кие эпохи, отмечается размытость границ бореальных и тропических форм фауны и флоры. На побережье и островах Северного Ледовитого оке­ана в начале палеоцена произраста­ла пышная древесная раститель­ность, формировались угольные пла­сты. Изучение пыльцы и спор из приантарктических морских осадков показало, что в эоцене южный кон­тинент был покрыт нотофагусовыми лесами.

В олигоцене происходит одно из наиболее важных событий в клима­

те мезо-кайнозоя не только океанов, но и всей Земли: появляется мате­риковое оледенение. Возникло оно порядка 25—30 млн. лет назад в Антарктиде. В раннем олигоцене, как и в эоцене, в приантарктических секторах океанов накапливаются нормальные глубоководные осадки без примеси материала, разносимого плавающими льдами.

Похолодание, начавшееся в кон­це эоцена, около 40 млн. лет назад, в раннем олигоцене, вероятно, при­вело только к образованию ледников высоко в горах. Однако в начале олигоцена вдоль побережий Антар­ктиды в зимние месяцы могли фор­мироваться льды, которые в летнее время отсутствовали. Отдельные гор­но-долинные ледники могли спу­скаться вниз по склону, формиро­вать айсберги. Однако все эти явле­ния не вызвали кардинальной пере­стройки условий осадконакопления в Антарктиде. Она произошла не­сколько позже — в позднем олигоце­не и на рубеже между олигоценом и миоценом. Нормальная пелагиче­ская седиментация, характерная для низкопродуктивных зон океана, сменилась накоплением мощных толщ терригенного материала, при­носимого в район льдами, айсберга­ми и придонными суспензионными потоками (рис. 53).

К данному моменту относится и образование кремнистого пояса осад­ков, очень выдержанного в западной части и периодически нарушаемого привносом терригенного материала суспензионными потоками на восто­ке тихоокеанского сектора Антар­ктики.

Палеоботанические данные свиде­тельствуют о том, что в начале мио­цена в Антарктике все же еще со­хранялись отдельные участки, ли­шенные ледяного покрова. Постелен­ное похолодание захватывало все большее и большее пространство. Например, в Южной Америке, в Па­тагонии в нижнем миоцене встрече­ны остатки тропической и субтропи­ческой растительности. Но в середи­не миоцена там была уже развита флора, характерная для более про­хладного климата. Интересные дан­ные получаются при анализе ре­зультатов изотопно-кислородных ис­следований донных осадков. Как уже указывалось, изменения изотоп­ного состава кислорода карбоната раковин фораминифер определяются двумя причинами: изменением тем­пературы воды и ее изотопного со­става. Пока у нас нет возможности однозначно выделить долю влияния того и другого фактора. И похолода­ние, и образование материкового льда будут отражаться на содержа­нии 018 в карбонате раковин фора­минифер, причем влияние измене­ния водного фона с достаточной сте­пенью надежности можно признать синхронным как в тропических рай­онах, так и в приполярных.

Поэтому разница в полученных палеотемпературах между экватори­альной зоной (станция 167 судна «Гломар Челленджер», 7° с. ш.) и приантарктической (50° ю. ш. стан­ций 278, 279 и 281) будет отражать изменение контрастности климати­ческой зональности между этими об­ластями. Как следует из получен­ных данных, до границы раннего и позднего олигоцена разница тем­пературы между экваториальными и высокоширотными водами практи­чески постоянная. На границе ран­него и позднего олигоцена или рань­ше эта разница начинает резко уве­личиваться, сохраняя свой градиент до верхнего плиоцена (рис. 54).

Такая же картина наблюдается и между донными и поверхностны­ми водами в экваториальной обла­сти.

Таким образом, изотопно-кисло­родный анализ однозначно показы­вает не только на продолжение об­щего похолодания, но и на резкое возрастание разницы в палеотемпе­ратурах поверхностных и придон­ных вод в экваториальной части и совершенно одновременно на столь же резкое возрастание разницы в палеотемпературах поверхностных экваториальных и высокоширотных вод в олигоцен-плиоцене.

Приведенные фактические мате­риалы и позволяют нам датировать время начала образования матери­ковых льдов Антарктиды границей раннего и позднего олигоцена.