Pozdní ordovické zalednění - Late Ordovician glaciation - Wikipedia

The Pozdní ordovikální zalednění je první částí Andsko-saharské zalednění. Později byl zaměřen na saharský region Ordovik, asi 440–460 Ma (před miliony let). Hlavní zalednění během tohoto období je obecně považováno za hlavní příčinu Událost vyhynutí ordovik-siluru.[1] Důkazy o tomto zalednění lze vidět na místech, jako jsou Maroko, Jižní Afrika, Libye, a Wyoming. Další důkazy odvozené z izotopových údajů jsou, že během pozdního ordoviku byly teploty v tropickém oceánu asi o 5 ° C nižší než v současnosti; to by byl hlavní faktor, který pomáhal v procesu zalednění.[2]

Pozdní ordovik je jedinou ledovcovou epizodou, která se podle všeho shodovala s velkým masovým vyhynutím téměř 61% mořského života.[3]

Odhady maximálního objemu ledového štítu se pohybují od 50 do 250 milionů kubických kilometrů a jeho doba trvání od 35 milionů do méně než 1 milionu let. Byly zde také dva vrcholy zalednění.[2] Také zalednění severní polokoule bylo minimální, protože velká část země byla na jižní polokouli.

Důkaz

Izotopový

Ordovician Carbon 13 časová stupnice
V tomto grafu je časové období, které představuje pozdní ordovik, na samém vrcholu. Dochází k prudkému posunu uhlíku 13 ak prudkému poklesu teplot na povrchu moře.[4]
  • Izotopové důkazy ukazují na globální Hirnantian pozitivní posun v mořském uhličitanu 18O, a téměř současně posun v 13C v organickém a anorganickém uhlíku. Tomuto důkazu dále napomáhá pozorování, že oba 18O a 13C prudce poklesne na začátku Silurian.[5]
  • Směr 18Posun O může znamenat ledové chlazení a případně zvýšení objemu ledu a velikost tohoto posunu (+ 4 ‰) byla mimořádná. Směr a velikost 18O izotopový indikátor by vyžadoval pokles hladiny moře o 100 metrů a pokles o 10 ° C v teplotách tropického oceánu.[5]
  • Posun dovnitř 13C znamená změnu v uhlíkový cyklus což vede k většímu pohřbu uhlíku nebo přinejmenším k produkci více uhlíku odstraněním uhlíku 12C v povrchových vodách. Tento pokles ukazuje na pokles atmosférického CO2 úrovně, které by měly inverzní skleníkový efekt, což by umožnilo snadnější výskyt zalednění.[5]

Litologické ukazatele

  • Sedimentologická data ukazují, že pozdně ordovické ledové příkrovy ledovcovaly povodí Al Kufrah. Ledové příkrovy také pravděpodobně tvořily souvislou ledovou pokrývku nad severní Afrikou a Arabským poloostrovem. Ve všech oblastech severní Afriky, kde Brzy silurian dojde k břidlici, dole se vyskytují pozdně ordovické glaciogenní usazeniny, pravděpodobně kvůli anoxie v těchto povodích.[6]
  • Z toho, o čem víme tektonický pohyb, časové rozpětí potřebné k tomu, aby se mohl pohybovat směrem na jih Gondwana směrem k jižnímu pólu by bylo příliš dlouhé na to, aby spustilo toto zalednění.[7] Tektonický pohyb má tendenci trvat několik milionů let, ale zdá se, že rozsah zalednění nastal za méně než 1 milion let, ale přesný časový rámec zalednění se pohybuje od méně než 1 milionu let do 35 milionů let, takže to stále může být možné, že tektonický pohyb spustil toto ledovcové období.[7]
  • Sekvence stratigrafické architektury Bighornský dolomit (což představuje konec ordovického období), odpovídá postupnému hromadění ledovcového ledu. Sekvence Bighornského dolomitu zobrazují systematické změny v jejich cyklech komponent a změny v těchto cyklech jsou interpretovány jako změna klimatu skleníku na přechodné klima ledovců.[8]
  • Ačkoli biostratigrafie datování ledovcových usazenin v Gondwaně byla problematická, některé důkazy naznačovaly nástup zalednění již v Sandbian Fáze (přibližně 451–461 Ma).[8]

Možné příčiny

Ordovická meteorická událost

Rozpad mateřského těla L-chondritu způsobil na Zemi déšť mimozemského materiálu zvaného Ordovická meteorická událost. Tato událost zvýšila stratosférický prach o 3 nebo 4 řády a mohla spustit dobu ledovou odrazem slunečního světla zpět do vesmíru.[9]

Snížení CO2

Jedním z faktorů, který bránil zalednění, byl atmosférický CO2 koncentrace, které v té době byly někde mezi 8 a 20násobkem předindustriální úrovně.[7] Během této doby však CO2 Předpokládá se, že koncentrace výrazně poklesly, což by mohlo vést k dalšímu zalednění, ale metody odstraňování CO2 během této doby nejsou dobře známy.[5] Mohlo by být možné zahájit zalednění s vysokou úrovní CO2, ale to by velmi záviselo na kontinentální konfiguraci.[7]

Jedna z teorií je, že velká magmatická provincie Katian měla během tohoto období čedičové záplavy způsobené vysokou kontinentální sopečnou činností. Tím by se uvolnilo velké množství CO2 do atmosféry, ale nechal by za sebou čedičové pláně, které by nahradily granitickou horninu. Čedičové horniny jsou podstatně rychlejší než žulové horniny, což by rychle odstranilo CO2 z atmosféry na nižší úrovně než předvulkanická aktivita.[10]

CO2 úrovně se také mohly snížit kvůli zrychlení silikátové zvětrávání způsobené expanzí suchozemských nevaskulárních rostlin.[11][12]

Změna hladiny moře

Jednou z možných příčin poklesu teploty během tohoto období je pokles hladiny moře. Hladina moře musí klesnout před zahájením rozsáhlých ledových příkrovů, aby byla možným spouštěčem. Pokles hladiny moře umožňuje, aby bylo k dispozici více půdy pro růst ledového příkrovu. O načasování změn hladiny moře se vede široká debata, ale existují určité důkazy o tom, že pokles hladiny moře začal před Ashgillian, což by z něj učinilo faktor přispívající k zalednění.[7]

Transport tepla oceánem k pólu

Oceánský přenos tepla je hlavní hnací silou při oteplování pólů, odebírá teplou vodu z rovníku a distribuuje ji do vyšších zeměpisných šířek. Oslabení tohoto přenosu tepla mohlo umožnit pólům dostatečně se ochladit, aby pod vysokým CO vytvořili led2 podmínky.[7]

Bohužel kvůli paleogeografické konfiguraci kontinentů se předpokládá, že globální oceánský přenos tepla byl v pozdním ordoviku silnější,[13] ale výzkumy ukazují, že aby mohlo dojít k zalednění, musel být přenos pólového tepla nižší, což vytváří nesrovnalosti v tom, co je známo.[7]

Paleogeografie

Možné nastavení paleogeografie v období od 460 Ma do 440 Ma spadá do rozmezí mezi Caradocian a Ashgillian. Volba nastavení je důležitá, protože Caradocianské nastavení pravděpodobně produkuje ledový led při vysokém CO2 a Ashgillian pravděpodobně produkuje ledový led při nízkém CO2 koncentrace.[7]

Důležitou roli hraje také výška pevniny nad hladinou moře, zejména poté, co byly vytvořeny ledové příkrovy. Vyšší nadmořská výška umožňuje zachovat větší stabilitu ledových příkrovů, ale nižší nadmořská výška umožňuje snadnější vývoj ledových příkrovů. Caradocian je považován za mající nižší povrchovou nadmořskou výšku, a i když by bylo lepší pro zahájení během vysokého CO2, udržování ledovcového pokrytí by bylo těžší.[14]

Orbitální parametry

Orbitální parametry mohly působit ve spojení s některými z výše uvedených parametrů, aby pomohly zahájit zalednění. Variace zemské precese a excentricita mohly způsobit bod zvratu pro zahájení zalednění.[7] Předpokládá se, že oběžná dráha v této době byla na chladné letní oběžné dráze pro jižní polokouli.[7] Tento typ orbitální konfigurace je změnou v orbitální precese tak, že v létě, kdy je polokoule nakloněna směrem ke slunci (v tomto případě k Zemi), je Země nejvzdálenější od slunce a orbitální výstřednost tak, že oběžná dráha Země je protáhlejší, což by zvýšilo účinek precese.

Propojené modely ukázaly, že k udržení ledu na pólu na jižní polokouli by Země musela být v chladném letním uspořádání.[13] Zalednění s největší pravděpodobností začalo během chladného letního období, protože tato konfigurace zvyšuje šanci na přežití sněhu a ledu po celé léto.[7]

Konec akce

Příčiny

Příčinou konce pozdně ordovického zalednění je otázka intenzivního výzkumu, ale důkazy ukazují, že k němu mohlo dojít náhle, protože silurské vrstvy znamenají významnou změnu oproti ledovcovým usazeninám, které zůstaly během pozdního ordoviku. Většina důkazů ukazuje spíše na náhlou změnu než na postupnou změnu.[15]

Ledový kolaps

Jednou z možných příčin konce této glaciální události je během glaciálního maxima, led sáhl příliš daleko a začal se hroutit sám na sebe. Ledový příkrov se zpočátku stabilizoval, jakmile dosáhl až na sever Ghat, Libye a vyvinuli velký proglaciální systém fan-delta. Z opakovaných malých výkyvů ledu se začal tvořit glaciotektonický řemen a přítlačný pás. Glaciotektonický záhyb a tlačný pás nakonec vedly ke zhroucení ledového příkrovu a ústupu ledu na jih od Ghátu. Jakmile se ledová vrstva stabilizovala na jih od Ghátu, začala znovu postupovat na sever. Tento cyklus se pokaždé pomalu zmenšil na jih, což vedlo k dalšímu ústupu a dalšímu kolapsu ledovcových podmínek. Tato rekurze umožnila roztavení ledového příkrovu a zvýšení hladiny moře. Tuto hypotézu podporují ledovcová ložiska a velké formace půdy nalezené v Ghat v Libyi, které je součástí Murzuq Basin.[15]

CO2

Jak ledové příkrovy začaly zvětšovat zvětrávání křemičitan horniny a čedič důležité pro sekvestraci uhlíku (křemičitany skrz Cyklus uhličitan – křemičitan, čedič skrz formování uhličitan vápenatý ) se snížil, což způsobilo opětné zvýšení hladin CO2, což zase pomohlo tlačit na deglaciaci. Tato deglaciace způsobila, že se transformace silikátů vystavených vzduchu (tedy dostala příležitost vázat se na jeho CO2) a zvětrávání čedičové horniny začaly opět zálohovat, což způsobilo opětovné zalednění.[4]

Význam

Zesvětlení pozdního ordoviku se shodovalo s druhým největším z 5 hlavních události zániku, známý jako Událost vyhynutí ordovik – siluru. Toto období je jediné známé zalednění, které se vyskytuje vedle události hromadného vyhynutí. Událost vyhynutí se skládala ze dvou diskrétních pulzů. Předpokládá se, že k prvnímu impulsu vymírání došlo kvůli rychlému ochlazení a zvýšenému okysličování vodního sloupce. Tento první pulz byl větší ze dvou a způsobil vyhynutí většiny druhů mořských živočichů, které existovaly v mělkých a hlubokých oceánech. Druhá fáze vyhynutí byla spojena se silným vzestupem hladiny moří a vzhledem k atmosférickým podmínkám, konkrétně k tomu, aby hladiny kyslíku byly na nebo pod 50% současné úrovně, by vysoké hladiny anoxických vod byly běžné. Tato anoxie by zabila mnoho lidí, kteří přežili první extinkční puls. Ve všech případech vyhynutí pozdního ordoviku došlo ke ztrátě 85% druhů mořských zvířat a 26% rodin zvířat.[16]

Reference

  1. ^ Delabroye, A .; Vecoli, M. (2010). „Konec ordovického zalednění a Hirnantova fáze: Globální přehled a otázky týkající se stratigrafie událostí pozdního ordoviku“. Recenze vědy o Zemi. 98 (3–4): 269–282. Bibcode:2010ESRv ... 98..269D. doi:10.1016 / j.earscirev.2009.10.010.
  2. ^ A b Finnegan, S. (2011). „Velikost a trvání pozdního ordoviku - raného silurského zalednění“ (PDF). Věda. 331 (6019): 903–906. Bibcode:2011Sci ... 331..903F. doi:10.1126 / science.1200803. PMID  21273448.
  3. ^ Sheehan, Peter M. (1. května 2001). „Pozdní ordovický masový zánik“. Výroční přehled o Zemi a planetárních vědách. 29 (1): 331–364. Bibcode:2001AREPS..29..331S. doi:10.1146 / annurev.earth.29.1.331.
  4. ^ A b Seth A Young, M. R. (2012). „Shodovaly se změny atmosférického CO2 s nejnovějšími ordovickými glaciálně-interglaciálními cykly?“. Paleogeografie, paleoklimatologie, paleoekologie. 296 (3–4): 376–388. doi:10.1016 / j.palaeo.2010.02.033.
  5. ^ A b C d Brenchley, P.J .; J. D. (1994). „Batymetrické a izotopové důkazy o krátkodobém zalednění ordoviku v období skleníku“. Geologie. 22 (4): 295–298. Bibcode:1994Geo .... 22..295B. doi:10.1130 / 0091-7613 (1994) 022 <0295: baiefa> 2.3.co; 2.
  6. ^ Heron, D. P .; Howard, J. (2010). „Důkazy pro pozdní ordovické zalednění v povodí Al Kufrah v Libyi“. Journal of African Earth Sciences. 58 (2): 354–364. Bibcode:2010JAfES..58..354L. doi:10.1016 / j.jafrearsci.2010.04.001.
  7. ^ A b C d E F G h i j k Herrmann, A. D .; Patzkowsky, M.E .; Pollard, D. (2004). „Dopad paleogeografie, pCO2, přenosu tepla směrem k oceánu oceánem a změny hladiny moře na globální chlazení během pozdního ordoviku“. Paleogeografie, paleoklimatologie, paleoekologie. 206 (1–2): 59–74. Bibcode:2004PPP ... 206 ... 59H. doi:10.1016 / j.palaeo.2003.12.019.
  8. ^ A b Holland, S. M .; Patzkowsky, M. E. (2012). „Sequence Architecture of the Bighorn Dolomite, Wyoming, USA: Transition to the Late Ordovician Icehouse“. Journal of Sedimentary Research. 82 (8): 599–615. Bibcode:2012JSedR..82..599H. doi:10.2110 / jsr.2012.52.
  9. ^ Schmitz, Birger; Farley, Kenneth A .; Goderis, Steven; Heck, Philipp R .; Bergström, Stig M .; Boschi, Samuele; Claeys, Philippe; Debaille, Vinciane; Dronov, Andrej; Van Ginneken, Matthias; Harper, David A.T .; Iqbal, Faisal; Friberg, Johan; Liao, Shiyong; Martin, Ellinor; Meier, Matthias M. M .; Peucker-Ehrenbrink, Bernhard; Soens, Bastien; Wieler, Rainer; Terfelt, Fredrik (18. září 2019). „Mimozemská spoušť střední doby ordovické doby ledové: prach z rozpadu mateřského těla L-chondritu“. Vědecké zálohy. 5 (9): eaax4184. doi:10.1126 / sciadv.aax4184. PMC  6750910. PMID  31555741.
  10. ^ Lefebvre, V .; Servais, T .; Francois, L .; Averbuch, O. (2010). „Spustila velká katianská vyvřelá provincie pozdní ordovické zalednění? Hypotéza testovaná na modelu uhlíkového cyklu“. Paleogeografie, paleoklimatologie, paleoekologie. 296: 310–319. doi:10.1016 / j.palaeo.2010.04.010.
  11. ^ Ghosh, Pallab (2. února 2012). „Pokorný mech přinesl doby ledové'". BBC novinky. Citováno 27. března 2020.
  12. ^ Lenton, Timothy M .; Crouch, Michael; Johnson, Martin; Pires, Nuno; Dolan, Liam (únor 2012). „První rostliny ochladily ordoviku“. Nature Geoscience. 5 (2): 86–89. doi:10.1038 / ngeo1390. ISSN  1752-0908. Citováno 27. března 2020.
  13. ^ A b Poussart, P.F; Weaver, A.J .; Bames, C.R. (1999). „Pozdní ordovické zalednění při vysokém atmosférickém CO2; spojená modelová analýza“. Paleoceanography. 14 (4): 542–558. Bibcode:1999PalOc..14..542P. doi:10.1029 / 1999pa900021.
  14. ^ Scotese, C.R .; McKerrow, W.S. (1990). „Revidované mapy světa a úvod. In: Scotese, C.R., McKerrow, W.S. (ed.), Paleozoická paleogeografie a biogeografie“. Memoriál geologické společnosti v Londýně. 12: 1–21. doi:10.1144 / gsl.mem.1990.012.01.01.
  15. ^ A b Moreau, J. (2011). „Pozdně ordovická deglaciační sekvence SW“. Basin Research. 23: 449–477. doi:10.1111 / j.1365-2117.2010.00499.x.
  16. ^ Hammarlund, E. U. (2012). „Sulfidický ovladač pro masové vyhynutí end-ordoviků“. Dopisy o Zemi a planetách. 331–332: 128–139. Bibcode:2012E & PSL.331..128H. doi:10.1016 / j.epsl.2012.02.024.