To jeden z najcieplejszych okresów klimatycznych w historii Ziemi. Dwutlenku węgla było w atmosferze ziemskiej trzykrotnie więcej niż obecnie. Strefa lasów liściastych przekraczała koło podbiegunowe. Bujnie rozwijająca się na całej planecie roślinność zaspokajała głód ważących wiele ton dinozaurów.
Kreda (145–66 mln lat temu) uznawana jest za jeden z najcieplejszych okresów klimatycznych w historii Ziemi. Na półkuli północnej w strefach poza kołem polarnym występowały wówczas lasy okresowo zrzucające liście. Pozostałości po takich lasach znane są ze stanowisk na Alasce i w północno-wschodniej Azji. Lasy te rozwijały się na szerokości geograficznej ok. 75°N. Występowały w nich liczne rośliny szpilkowe, paprocie, skrzypy, miłorzębowe, sagowce oraz pierwsze okrytonasienne. W czasie długiej nocy polarnej większość roślin zrzucała liście i w uśpieniu oczekiwała okresu słonecznego.
Rekonstrukcja lasu polarnego występującego na Alasce na przełomie wczesnej i późnej kredy na 75°N (wg Spicesa, 2003)
Obszar południowej Polski zalany był wówczas wodami rozległego Oceanu Tetydy, rozciągającego się pomiędzy Eurazją a Afryką. We wczesnej kredzie na dnie tego oceanu osadzały się grube warstwy skał wapiennych, a w płytkich i ciepłych wodach przybrzeżnych rozwijały się wielkie rafy koralowe. Do dziś pozostały po nich wapienie rafowe, przepełnione licznymi fragmentami korali, gruboskorupowych małżów i ramienionogów. Utwory dolnej kredy w wykształceniu rafowym (tzw. facja urgonu) możemy dziś oglądać w wierchowych jednostkach Tatr, m.in. w rejonie Raptawickiej Turni, Giewontu i Czerwonych Wierchów, a także w Pieninach. W głębszych strefach oceanu powstawały drobnoziarniste wapienie i margle, w których można znaleźć odciski amonitów. Jednak głównym budulcem tych skał są bardzo drobne organizmy jednokomórkowe: podobne do kubeczków kalpionellidy, nannokonusy oraz otwornice planktoniczne i radiolarie.
Tak ciepły klimat panował przez prawie całą kredę, chociaż na samym jej początku, 145-135 mln lat temu, panował klimat chłodniejszy i bardziej suchy. Dowody na chłodniejsze warunki klimatyczne u zarania kredy przetrwały w skałach osadowych, które powstawały w tym czasie. Na przykład we wczesnokredowych osadach morskich pochodzących ze stref podbiegunowych znaleziono glendonity - gwiaździste skupienia uwodnionego węglanu wapnia, które powstają jedynie w temperaturach ≤4°C. Na dnach mórz odkryto egzotyki lodowcowe, tj. nie obtoczone, ostrokrawędziste okruchy skał, które w tej postaci, bez uszkodzeń, mogły być przetransportowane na środek dna morskiego tylko przez topiącą się górę lodową. Na podstawie skamieniałości stwierdzono migracje organizmów zimnolubnych w kierunku południowym i wycofywanie się organizmów ciepłolubnych z enklaw północnych. Również zapis izotopowy tlenu w skałach węglanowych świadczy o tym, że na samym początku kredy woda morska miała niższą temperaturę niż przez resztę tego okresu geologicznego.
Zatem na samym początku kredy w strefach podbiegunowych mogły występować lokalne lodowce. Jednakże występowanie niezbitych dowodów, glin polodowcowych (wiązanych z lodowcami górskim), stwierdzono dotychczas jedynie w południowo-wschodniej Australii, która znajdowała się wówczas blisko bieguna południowego.
Później na blisko 30 milionów lat Ziemię opanował klimat ciepły - oscylował on jedynie wielokrotnie pomiędzy klimatem suchym a wilgotnym. Otwarte na początku kredy połączenie pomiędzy Oceanem Tetydy, środkowym Atlantykiem i Pacyfikiem umożliwiło powstanie ciepłego prądu wokółrównikowego, co znacząco przyczyniło się do ocieplenia klimatu. Rozpad Pangei w trakcie kredy prowadził do formowania się coraz szerszego Atlantyku i wędrówki kontynentów w stronę układu paleogeograficznego znanego z czasów obecnych. W okresie tym na skutek braku pokrywy lodowej i silnej aktywności wulkanicznej skorupy oceanicznej, która doprowadziła do podniesienia się grzbietów oceanicznych, notuje się jeden z najwyższych poziomów morza w historii geologicznej Ziemi. Doprowadziło to do zalania części kontynentów i utworzenia się szerokich mórz szelfowych i epikontynentalnych.
Paleogeografia świata na przełomie wczesnej i późnej kredy (wg Colorado Plateau Geosystems, Inc., Reconstructing the Ancient Earth, http://cpgeosystems.com/globehighres.html)
Stosunkowo niewielka różnica temperatur pomiędzy wodami polarnymi i tropikalnymi była w kredzie przyczyną słabej cyrkulacji oceanicznej i słabszego natlenienia wód dennych w morzach i oceanach. Charakterystyczną cechą środowiska mórz kredowych była seria globalnych wydarzeń beztlenowych (anoksycznych), w których na dnach mórz i oceanów dochodziło do osadzania się, na masową skalę, czarnych łupków bogatych w materię organiczną. Skały te osadzały się w głębszych strefach akwenów, w których, na skutek słabej cyrkulacji, pojawiały się rozległe strefy pozbawione tlenu. Większość tych wydarzeń następowała w okresach klimatu bardzo ciepłego i wilgotnego.
Lokalizacja występowania czarnych łupków bogatych w materię organiczną, które w kredzie osadziły się w trakcie globalnego wydarzenia beztlenowego („wydarzenia Selli”). Czarne kółka oznaczają osady, które spełniają wszystkie kryteria globalnego wydarzenia beztlenowego (wg Wanga i in., 2011)
Wydaje się, że jednym z głównych czynników sprawczych globalnych wydarzeń beztlenowych były okresy intensywnego wulkanizmu wiążącego się z rozpadem Pangei - ostatniego superkontynentu na naszej planecie – i aktywnością tzw. pióropuszy płaszcza ziemskiego, czyli stref znacznie zwiększonego wypływu ciepła z głębi Ziemi.
We wczesnej kredzie liczne wulkany dymiły na obszarze południowego Oceanu Indyjskiego i Zachodniego Pacyfiku. Wulkanizm ten był źródłem dopływu dwutlenku węgla do atmosfery i ocieplenia klimatu. W okresie globalnych wydarzeń beztlenowych dochodziło do grzebania w osadach ogromnych ilości materii organicznej, co powodowało zaburzenia cyklu węglowego i zmiany składu izotopowego węgla rozpuszczonego w wodzie morskiej.
Światowe rozmieszczenie wielkich prowincji magmowych wieku wczesnokredowego kredowego i oligoceńskiego. Mianem wielkiej prowincji magmowej (ang. LIP – large igneous provinces) określa się akumulację skał wulkanicznych lub magmowych o powierzchni większej niż 100 000 km2, intrudowanych w stosunkowo krótkim czasie geologicznym (kilku mln lat). Wg Bryan & Ferrari 2013 (GSA Bull., 125, 7/8, 1053-1078). MP – Madagascar Plateau, MR – Mozambique Ridge, RT-ST – Rajmahal – Sylhet Traps, WP – Wallaby Plateau
Skutkiem wydarzeń beztlenowych mogło być również czasowe obniżenie zawartości dwutlenku węgla w atmosferze ziemskiej i wystąpienie przejściowych okresów chłodniejszych – okres taki jest notowany w kredzie bezpośrednio po globalnym wydarzeniu beztlenowym (tzw. „wydarzeniu Selli”).
Istotnym elementem zmian w środowisku ziemskim we wczesnej kredzie są zmiany notowane w świecie organizmów żywych. We wczesnej kredzie doszło po raz pierwszy w historii geologicznej Ziemi do masowego rozwoju planktonu i nanoplanktonu wapiennego. W otwartych strefach mórz pojawiły się w tym czasie liczne otwornice planktoniczne, a także kokkolity i wymarła grupa kalpionelli, które miały pancerzyki z węglanu wapnia. Opadając na dno, po śmierci, organizmy te tworzyły grube warstwy mułów węglanowych, które są istotnym elementem osadów oceanicznych aż do chwili obecnej. Dolnokredowe osady składające się głównie z resztek szkieletów planktonu wapiennego występują w dawnej, rozległej strefie ciepłego Oceanu Tetydy. Tworzą one charakterystyczną formację skalną Maiolica, która występuje m.in. w Pieninach i Tatrach. Skały te przypominają nieco ceramikę, z uwagi na jasną barwę, zwartość i dźwięk wydawany po uderzeniu – stąd też pochodzi ich nazwa.
Ważna zmiana zaszła we wczesnej kredzie również w zespole roślin lądowych. W okresie tym pojawiają się pierwsze rośliny okrytonasienne.
Kwiat jednej z pierwszych dolnokredowych roślin okrytonasiennych z rodzaju Callianthus, znalezionej w Chinach, o budowie zbliżonej do kwiatów współczesnych roślin okrytonasiennych (wg Wanga, 2010)
Warto zauważyć, że chociaż znane są jurajskie rośliny posiadające pewne cechy okrytonasiennych, nie ma jak dotąd żadnych przekonujących dowodów na to, że roślinny okrytonasienne występowały przed kredą. Rośliny okrytonasienne przechodziły w kredzie gwałtowny rozwój i różnicowanie, zastępując w wielu środowiskach rośliny nagonasienne i zmieniając szatę roślinną na bardziej zbliżoną do współczesnej. Ciepły klimat o okresowo zwiększonej wilgotności sprzyjał rozwojowi roślin oraz roślinożernych dinozaurów, m.in. iguanodonów (do 16 m długości), dinozaurów kaczodziobych (15 m) i rogatych (9 m – Triceratops).
Model Argentynozaura (w prawie pełnym rozmiarze) w Ogrodzie Nauki Clore przy Instytucie Naukowym Weizmanna, Rehovot, Izrael. Fot. Math Knight i Zachi Evenor. Wikimedia Commons
Za główną przyczynę ciepłego klimatu kredy uznawana jest wysoka zawartość dwutlenku węgla w atmosferze ziemskiej, która mogła wynosić 600-1200 ppm. Dla porównania zawartość dwutlenku węgla w atmosferze współczesnej wynosi 400 ppm, a przed erą przemysłową wynosiła 280 ppm. Do cieplejszego klimatu stref podbiegunowych w kredzie mogła się również przyczynić silniejsza cyrkulacja w atmosferze Ziemi, która prowadziła do bardziej równomiernej dystrybucji ciepła niż obecnie.
Ewolucja najważniejszych zmian środowiskowych w jurze, kredzie i kenozoiku. Kumulacja zmian w środkowej kredzie przypisywana jest aktywności „superpióropusza” płaszcza ziemskiego na południowym Pacyfiku. Wg Sourkhabi, 2009 (GEOExPro, v. 6, no. 5, http://www.geoexpro.com/articles/2009/05/mid-cretaceous-source-rock-enigma)
Dr hab. Jacek Grabowski, dr Krzysztof Leszczyński i dr hab. Hubert Wierzbowski
Państwowy Instytut Geologiczny
