Ostatnie 66 mln lat to czas intensywnych, kilkakrotnych zmian klimatycznych i przejście od warunków świata cieplarnianego, bez pokryw lodowych (greenhouse) do świata zlodowaconego (icehouse), w którym rozwinęły się lądolody, najpierw na Antarktydzie, a potem na biegunie północnym.
Paleogen i neogen jest odcinkiem dziejów Ziemi, w którym kształtował się świat współczesny, zarówno pod względem rozkładu mórz i lądów, jak i zasiedlających je fauny i flory. Klimat w tym czasie stopniowo się ochładzał, lecz zdarzały się okresy tak ciepłe, że na Alasce i Grenlandii rosły palmy.
Paleocen (66-56 mln lat temu) - odrodzenie po masowym wymieraniu
We wczesnym paleocenie świat organiczny odradzał się na nowo po masowym wymieraniu na granicy kredy i paleogenu. Geneza wymierania jest dyskutowana; uważa się ją za rezultat bądź to kolizji Ziemi z planetoidą, uderzeniem meteorytu, bądź też niezwykle intensywną działalnością wulkaniczną (trapy dekańskie). W osadach lądowych najniższego paleocenu rejestruje się zwiększony udział spor mchów i paprotników oraz glonów, czyli roślin pionierskich, które wkraczały na ląd po pożarach spowodowanych czynnikami o charakterze katastroficznym.
Rozkład stref klimatycznych w paleocenie ok. 60 mln lat temu
Optimum klimatyczne PETM (ok. 56 mln lat temu) – subtropiki w Arktyce
Na przełomie paleocenu i eocenu, ok. 56 mln lat temu, zarejestrowano optimum klimatyczne, nazywane Paleocene-Eocene Termal Maximum (PETM). Trwało ono dość krótko, bo ok. 200 tys. lat. Nastąpił wówczas wzrost temperatury wód oceanicznych o 6°C, w Arktyce temperatura dochodziła do 22°C.
Globalne zmiany klimatu w czasie ostatnich 66 mln lat odtworzone na podstawie krzywej izotopu tlenu z otwornic bentonicznych (wg Zachos i in., 2001 i 2008)
Organizmy tropikalne, zarówno morskie, jak i lądowe, przesunęły swój zasięg w rejony biegunów.
W oceanie aż do strefy okołobiegunowej nastąpił masowy zakwit ciepłolubnego rodzaju Apectodinium - roślinnego planktonu z gromady Dinoflagellata. Wymarło 30-50% bentosu, czyli organizmów żyjących na dnach mórz, w tym koralowce i niektóre gatunki otwornic.
Przyczyny tego globalnego ocieplenia upatruje się w uwolnieniu do oceanów i atmosfery gazów cieplarnianych zawierających węgiel (C) – dwutlenku węgla i metanu, co było związane z topnieniem hydratów metanu na dnie oceanów na skutek rozpadu superkontynentu o nazwie Pangea.
Wczesny eocen (56-47,8 mln lat temu) - lasy bursztynodajne w Fennoskandii i palmy na Alasce
We wczesnym eocenie przez długi czas, ok. 8 mln lat, panował stabilny, bardzo ciepły klimat (średnia temperatura roczna 27°C). Obserwuje się równomierny gradient rozkładu temperatur od równika ku biegunom, bez wyraźnie zaznaczających się stref klimatycznych. Najcieplejszy okres eocenu panował od 52 do 50 mln lat temu i jest określany jako wczesnoeoceńskie optimum klimatyczne (Early Eocene Climatic Optimum – EECO). Tropikalne lasy deszczowe sięgały do 45°N, w okolicach podbiegunowych panowały lasy z cypryśnikami i sekwojami. Szczątki palm są znajdowane na Alasce, Grenlandii i w północnej Europie.
Rozkład stref klimatycznych w dolnym eocenie ok. 50 mln lat temu
W tym czasie prawdopodobnie na obszarze Fennoskandii rosły lasy bursztynodajne. Masowo produkowana żywica drzew dała początek bogatym złożom bursztynu na obszarze środkowej Europy, znajdowanych w osadach od późnego eocenu do dziś.
Młodszy eocen (49,0-33,9 mln lat temu) - koniec epoki cieplarnianej
Wczesnoeoceńskie optimum klimatyczne skończyło się ok. 49 mln lat temu, gdy Ocean Arktyczny został odcięty barierą lądową od oceanu światowego i jego wody uległy wysłodzeniu. Nastąpiło masowe zasiedlenie oceanu przez paproć wodną z rodzaju Azolla, która związała atmosferyczne CO2. Jego stężenie spadło z 3500 ppm do 650 ppm (spadek emisji o 80%). To spowodowało obniżenie temperatury wód Oceanu Arktycznego z 13°C do współczesnych – 2°C. Po tym wydarzeniu zaznaczył się długotrwały trend ochłodzenia, trwający z nielicznymi wahaniami przez około 15 mln lat, aż do późnego eocenu, a tropikalne warunki klimatyczne w średnich szerokościach geograficznych półkuli północnej już nigdy nie powróciły - nastąpił koniec epoki cieplarnianej.
Rozkład stref klimatycznych w środkowym i górnym eocenie ok. 40 mln lat temu
Ochłodzenie spowodowało zmianę w zbiorowiskach roślinnych. W średnich szerokościach geograficznych dominowały szerokolistne, wiecznie zielone lasy mieszane, zbliżone do współczesnych lasów subtropikalnych Chin i Japonii. Wiele egzotycznych drzew i krzewów wymarło u schyłku eocenu. Zaznaczyły się zmiany sezonowe i z czasem lasy wiecznie zielone zostały wyparte przez lasy liściaste.
Oligocen (33,9-23,03 mln lat temu) - początek zlodowaceń antarktycznych
Drastyczne i gwałtowne zmiany klimatyczne są rejestrowane na granicy eocenu i oligocenu (ok. 33 mln lat temu). Wtedy to na skutek rozpadu południowego kontynentu Gondwany rozdzieliły się kontynenty Antarktydy i Ameryki Południowej, a między nimi powstała Cieśnina Drake'a. Utworzył się zimny oceaniczny prąd wokół Antarktydy, odcinający ten kontynent od ciepłych mas powietrza z północy. To spowodowało izolację termiczną i rozpoczęcie zlodowaceń antarktycznych. Zaczął się zatem okres zlodowaceń, który trwa do dzisiaj. Nastąpił dalszy spadek zawartości CO2 i związanie wody w lodach Antarktydy, co było przyczyną obniżenia poziomu wód oceanu światowego. Na kontynentach panowały lasy liściaste i tundra. Ukształtowała się flora zbliżona do współczesnej.
Rozkład stref klimatycznych w oligocenie ok. 30 mln lat temu
Oligocen przebiegał względnie spokojnie pod względem klimatycznym i dopiero pod koniec jego trwania rejestruje się niewielkie późnooligoceńskie ocieplenie (26 mln lat temu).
Miocen (23,03-5,33 mln lat temu) – cykle węglowe i kryzys messyński
Miocen jest okresem wahań klimatycznych zarejestrowanych w osadach lądowych Europy środkowej. Na rozległych obszarach niżowych rozwijały się bujne lasy bagienne i torfowiska. Panowały lasy z Taxodium, Nyssa, Glyptostobus, a z powstałej z nich materii organicznej utworzyły się miąższe pokłady węgla brunatnego. Warunki dogodne dla tworzenia się węgli panowały w miocenie kilkakrotnie (4 główne cykle). Były to długotrwałe i stabilne warunki klimatyczne - wysoka temperatura, stała i wysoka wilgotność - sprzyjające bujnej wegetacji roślinnej. Takie warunki zapewniał dopływ ciepłych i wilgotnych mas powietrza od południa (znad Paratetydy).
Rozkład stref klimatycznych w miocenie ok. 20 mln lat temu
Ważnym czynnikiem umożliwiającym powstanie miąższych pokładów węgla brunatnego było również powolne obniżanie się pewnych obszarów skorupy ziemskiej (tzw. subsydencja), kompensowane przyrostem masy roślinnej.
Optimum klimatyczne miocenu wystąpiło ok. 16 mln lat temu. W tym czasie w wysychającym mioceńskim morzu Paratetydy, zajmującym zapadlisko przedgórskie, panowały warunki dogodne do tworzenia się złóż soli kamiennej. Utwory solne poddawane były procesom tektonicznym związanym z formowaniem się górotworu karpackiego. Złoża soli tworzyły się przez około 20 tysięcy lat. Ostateczną formę nadały im ruchy górotwórcze.
Faza styryjska orogenezy alpejskiej (12,6 mln lat temu) była przyczyną wydźwignięcia Karpat, które zablokowały wędrówkę ciepłych i wilgotnych mas powietrza z południa na północ Europy. Zakończyły się zatem wielkie cykle sedymentacji węglowej, a klimat późnego miocenu uległ znacznemu ochłodzeniu.
Ważnym wydarzeniem klimatycznym u schyłku miocenu był kryzys messyński, kiedy na skutek wypiętrzenia i ruchu ku północy płyty afrykańskiej nastąpiło zamknięcie połączenia między Morzem Śródziemnym a Atlantykiem. W gorącym i suchym klimacie, przy przewadze parowania nad dostawą wód rzecznych i opadami, następowało wysychanie Morza Śródziemnego. Temperatura wody osiągnęła 35°C. Powstały wtedy gipsy, anhydryty i sole kamienne. Erozja rzeczna sięgnęła 3 km głębokości. Echem kryzysu messyńskiego na obszarze Polski mogą być polewy pustynne na Wyżynie Lubelskiej i Roztoczu. We florze górnego miocenu i pliocenu zaznacza się zmiana w dominujących zbiorowiskach roślinnych, rozrzedzenie pokrywy leśnej i panowanie zbiorowisk stepowych.
W późnym miocenie notuje się też początek tworzenia się pierwszych efemerycznych pokryw lodowych na półkuli północnej. Na szelfie Grenlandii znaleziono osady z pływających gór lodowych sprzed ok. 7 mln lat.
Pliocen (5,33-2,58 mln lat temu) – ku współczesnej florze
W pliocenie lodowce pokryły Arktykę, północno-wschodnią Azję, Amerykę Północną i Alaskę. Ograniczona pokrywa lodowa występowała też na Grenlandii (3,5-3,0 mln lat temu oraz 2,7-2,5 mln lat temu).
Postępująca przebudowa tektoniczna i pojawienie się pokryw lodowych spowodowało zmianę nasłonecznienia. Większa ilość energii słonecznej ulegała odbiciu od białych powierzchni lodu i tym samym przyczyniła się do głębokiego ochłodzenia. Pliocen był znacznie chłodniejszy, a skrajnie niekorzystne warunki klimatyczne zapanowały podczas zlodowaceń plejstoceńskich (od ok. 1 mln do 10 000 lat temu).
Przyczyny zmian klimatycznych
Przyczyn zmian klimatycznych zarejestrowanych w osadach paleogenu i neogenu można upatrywać w procesach geotektonicznych, wulkanizmie, trzęsieniach ziemi, rozkładzie mórz oraz lądów i rozdzielających je łańcuchów górskich, emisji gazów cieplarnianych i albedo (odbijalności promieniowania słonecznego od Ziemi). Nie bez znaczenia są także czynniki orbitalne. Na tle tych przyczyn kształtował się klimat ze wszystkimi elementami – temperaturą, opadami, nasłonecznieniem, wiatrami itp. Do tych warunków adaptowały się rośliny i zwierzęta.
Zmiany klimatyczne w przeszłości geologicznej mają swój zapis w skałach. Często typ osadów jest zawiązany z panowaniem określonego klimatu, np. sole, gipsy, pokłady węgla, utwory lodowcowe wskazują na warunki klimatyczne, jakie muszą zaistnieć, aby te osady powstały. Natomiast inwentarz skamieniałości zwierzęcych i roślinnych dostarcza bardziej szczegółowych informacji o cechach klimatu, poprzez porównanie z wymaganiami klimatycznymi współczesnego świata organicznego.
dr Barbara Słodkowska
Państwowy Instytut Geologiczny
