שיבוש המיוקן התיכון
שיבוש המיוקן התיכון (באנגלית: Middle Miocene disruption), או לחלופין הכחדת המיוקן התיכון או שיא ההכחדה של המיוקן התיכון, הוא מונח המתייחס לגל הכחדות של צורות חיים יבשתיות ומימיות שהתרחש בסביבות אמצע המיוקן, לפני כ-14 מיליון שנה, בשלב הלנגי (Langhian) של המיוקן, שלב שחל בין 16 מיליון שנה עד 13.5 מיליון שנה לפני זמננו. משערים שעידן זה של הכחדה נגרם מתקופת התקררות יציבה יחסית שהביאה לצמיחת נפחי יריעות הקרח ברחבי העולם, ולשיקום הקרח של מעטפת הקרח המזרחית של אנטארקטיקה (EAIS).[1] התקררות זו, שהובילה לשיבוש המיוקן התיכון, מיוחסת בעיקר לשינויים בקצב המסלול במחזור האוקיינוסים והאטמוספירה עקב נדידת היבשות. ייתכן ששינויים אלה הוגברו על ידי הוצאת פחמן דו-חמצני מאטמוספירת כדור הארץ על ידי חומר אורגני לפני שהפחמן הדו-חמצני נתפס במקומות שונים כמו תצורת מונטריי (Monterey Formation). [2] לתקופה זו קדם "האופטימום האקלימי של המיוקן" (Miocene Climatic Optimum), תקופה של חום יחסי בין 18 ל-14 למ"ש.
השפעות
עריכהאחת ההשפעות העיקריות של ההתקררות האקלימית שהתרחשה בתקופת זמן זו הייתה צמיחת מעטפת הקרח המזרחית של אנטארקטיקה (EAIS). משערים שחלקים משמעותיים של קרח ביבשת אנטארקטיקה החלו לצמוח בתחילת שיבוש המיוקן התיכון והמשיכו להתרחב עד 10 למ"ש בערך. [3] גידול זה יוחס בעיקר לשינויים בקצב המסלול בזרמים האוקיינוסים והאטמוספיריים, עם הגברה אפשרית על ידי ירידה משמעותית בפחמן דו-חמצני (ppm): ה־CO 2 האטמוספירי ירד באופן זמני מ-300 ל-140ppm בערך, כפי שנאמד על ידי הקשר בין רמות אטמוספירה של CO 2 ורמות pH באוקיינוס הנקבעות על ידי רמות איזוטופי בורון בסידן פחמתי.[4] אחד האינדיקטורים העיקריים לצמיחת יריעת הקרח העולמית המשמעותית הוא הריכוז הגבוה יותר של 18 O שנמצא בחוריריות בנתיות מליבת משקעים אוקיינוסיים (משקעים ימיים) (אנ') במהלך תקופה זו.[5] בתקופות של צמיחת יריעות קרח, האיזוטופים הקלים יותר של 16 O המצויים במי האוקיינוס נמשכים החוצה כמשקעים ומתגבשים ביריעות קרח בעוד ריכוז גבוה יותר של 18 O נשאר מאחור לניצול החוריריות.
השפעה עיקרית אחרת של ההתקררות האקלימית במהלך המיוקן התיכון הייתה ההשפעה הביוטית על צורות חיים יבשתיות ואוקיאניות. דוגמה עיקרית להכחדות אלו היא תצפית על כוחיים, זיקיות, קורדיליים, Tomistominae (תת משפחה – subfamily – של תנינאים), אליגטוריים וצבים ענקיים דרך האופטימום האקלימי של המיוקן (18 עד 16 למ"ש) במרכז אירופה (42–45 מעלות צפון). לאחר מכן התרחש שלב קירור עיקרי וקבוע בשיבוש אמצע המיוקן, בין 14.8 ל-14.1 למ"ש. שרידים של שני מיני תנינים, מהסוגים Gavialosuchus ודיפלוקיינודון, נמצאו בקווי הרוחב הצפוניים הללו לפני שלב ההתקררות הקבוע, אך נכחדו בין 14 ל-13.5 למ"ש. [6] אינדיקטור נוסף שהוביל להכחדות הוא ירידת הטמפרטורות באזור האנטארקטי ב-8 מעלות צלזיוס לפחות, בהערכה שמרנית, בחודשי הקיץ 14 למ"ש. [7] התקררות זו באנטארקטיקה, יחד עם שינויים משמעותיים בטמפרטורה במרכז אירופה, כפי שהעידו מחקרה של מדלן בוהם (Madelaine Böhme) על בעלי חוליות אקטותרמיים, מספקים עדות לכך שצמחים ובעלי חיים היו צריכים לנדוד או להסתגל כדי לשרוד.
סיבות אפשריות
עריכההגורמים העיקריים להתקררות האופטימום האקלימי של המיוקן התיכון מתרכזים סביב שינויים משמעותיים במחזור האוקיינוס, כמו גם בשינוי רמות CO 2 באטמוספירה. שינויים במחזור האוקיינוס מוגדרים על ידי עלייה בייצור המים התחתונים של אנטארקטיקה (AABW), הפסקת אספקת המים המלוחים לאוקיינוס הדרומי מהאוקיינוס ההודי וייצור נוסף של מים עמוקים בצפון האוקיינוס האטלנטי (NADW).[8] ירידה בריכוזי CO 2 באטמוספירה נגרמה משאיבת הגז לחומר אורגני שהפך למשקעים גאולוגיים בשולי היבשת, כמו תצורת מונטריי של חוף קליפורניה. אתרים אלו של ירידת CO 2 נחשבים נרחבים מספיק כדי להוריד ריכוזים אטמוספיריים ב-CO 2 מכ-300 ל-140ppm[4] ולהוביל לתהליכי קירור גלובלי שסייעו בהרחבת שכבת הקרח היבשתית של מזרח אנטארקטיקה (EAIS), השכבה הגדולה ביותר.
סיבה מוצעת נוספת לשיבוש המיוקן התיכון יוחסה למעבר ממחזור בידוד שמש שנשלט על ידי אלכסון לכזה שנשלט על ידי אקסצנטריות (ראו מחזורי מילנקוביץ'). [9] שינוי זה ליד יבשת אנטארקטיקה היה מספיק משמעותי עד כדי שאפשר ייצור קרחון.
אירוע הכחדה
עריכהשיבוש המיוקן התיכון נחשב לאירוע הכחדה משמעותי. ייתכן שהוא כלל מחזוריות של אירועי הכחדה. [10] מחקר של ראופ וספקוסקי (Raup and Sepkoski) מצא שקיימת מחזוריות ממוצעת מובהקת סטטיסטית (כאשר P הוא פחות מ-.01) של כ-26 מיליון שנים עבור 12 אירועי הכחדה גדולים. לא ברור אם מחזוריות פוטנציאלית זו נגרמת על ידי קבוצה כלשהי של מחזורים חוזרים או על ידי גורמים ביולוגיים.
לקריאה נוספת
עריכה- Allmon, Warren D.; Bottjer, David J. (2001). Evolutionary Paleoecology: The Ecological Context of Macroevolutionary Change. New York: Columbia University Press. ISBN 978-0-231-10994-9.
קישורים חיצוניים
עריכההערות שוליים
עריכה- ^ Pearson, Paul N.; Palmer, Martin R. (2000). "Atmospheric carbon dioxide concentrations over the past 60 million years". Nature. 406 (6797): 695–699. Bibcode:2000Natur.406..695P. doi:10.1038/35021000. PMID 10963587.
- ^ Shevenell, Amelia E.; Kennett, James P.; Lea, David W. (2004-09-17). "Middle Miocene Southern Ocean Cooling and Antarctic Cryosphere Expansion". Science (באנגלית). 305 (5691): 1766–1770. Bibcode:2004Sci...305.1766S. doi:10.1126/science.1100061. ISSN 0036-8075. PMID 15375266.
- ^ Zachos, James; Pagani, Mark; Sloan, Lisa; Thomas, Ellen; Billups, Katharina (2001-04-27). "Trends, Rhythms, and Aberrations in Global Climate 65 Ma to Present". Science (באנגלית). 292 (5517): 686–693. Bibcode:2001Sci...292..686Z. doi:10.1126/science.1059412. ISSN 0036-8075. PMID 11326091.
- ^ 1 2 Pearson, Paul N.; Palmer, Martin R. (2000). "Atmospheric carbon dioxide concentrations over the past 60 million years". Nature. 406 (6797): 695–699. Bibcode:2000Natur.406..695P. doi:10.1038/35021000. PMID 10963587.
- ^ Flower, B. P.; Kennett, J. P. (בדצמבר 1993). "Middle Miocene ocean-climate transition: High-resolution oxygen and carbon isotopic records from Deep Sea Drilling Project Site 588A, southwest Pacific". Paleoceanography. 8 (6): 811–843. Bibcode:1993PalOc...8..811F. doi:10.1029/93pa02196.
{{cite journal}}: (עזרה) - ^ Böhme, Madelaine (בנובמבר 2001). "The Miocene Climatic Optimum: evidence from ectothermic vertebrates of Central Europe" (PDF). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 195 (3–4): 389–401. doi:10.1016/S0031-0182(03)00367-5.
{{cite journal}}: (עזרה) - ^ Lewis, Adam R.; Marchant, David R.; Ashworth, Allan C.; Hedenäs, Lars; Hemming, Sidney R.; Johnson, Jesse V.; Leng, Melanie J.; Machlus, Malka L.; Newton, Angela E. (2008-08-05). "Mid-Miocene cooling and the extinction of tundra in continental Antarctica". Proceedings of the National Academy of Sciences (באנגלית). 105 (31): 10676–10680. Bibcode:2008PNAS..10510676L. doi:10.1073/pnas.0802501105. ISSN 0027-8424. PMC 2495011. PMID 18678903.
- ^ Flower, B. P.; Kennett, J. P. (בדצמבר 1993). "Middle Miocene ocean-climate transition: High-resolution oxygen and carbon isotopic records from Deep Sea Drilling Project Site 588A, southwest Pacific". Paleoceanography. 8 (6): 811–843. Bibcode:1993PalOc...8..811F. doi:10.1029/93pa02196.
{{cite journal}}: (עזרה) - ^ Holbourn, Ann; Kuhnt, Wolfgang; Schulz, Michael; Erlenkeuser, Helmut (2005). "Impacts of orbital forcing and atmospheric carbon dioxide on Miocene ice-sheet expansion". Nature. 438 (7067): 483–487. Bibcode:2005Natur.438..483H. doi:10.1038/nature04123. PMID 16306989.
- ^ Raup, D. M.; Sepkoski, J. J. (1984-02-01). "Periodicity of extinctions in the geologic past". Proceedings of the National Academy of Sciences (באנגלית). 81 (3): 801–805. Bibcode:1984PNAS...81..801R. doi:10.1073/pnas.81.3.801. ISSN 0027-8424. PMC 344925. PMID 6583680.