Obraz jury jako okresu jednostajnie ciepłego klimatu jest zbyt dużym uproszczeniem – świat dinozaurów, gadów morskich i głowonogów doświadczał zarówno silnych ociepleń, jak i wyraźnych ochłodzeń.
Jura trwała od około 201 do 145 milionów lat temu. Dzieli się ją na trzy epoki: jurę wczesną, środkową i późną. Przez większość tego okresu klimat był cieplejszy niż obecnie, a na Ziemi prawdopodobnie nie istniały rozległe, trwałe lądolody. Nie oznacza to jednak, że planeta wszędzie i przez cały czas przypominała tropikalną szklarnię.
Jura wczesna
Wczesna jura to czas ważnych wydarzeń tektoniczno-oceanograficznych. Postępował rozpad Pangei i rozwijał się system ryftów, który doprowadził do otwarcia środkowego Atlantyku. Powstające połączenia między basenami morskimi wpływały na cyrkulację oceaniczną i migracje organizmów. Powstały nowe korytarze oceaniczne, Viking i Korytarz Hiszpański, mające duży wpływ na globalną cyrkulację wód oceanicznych i migrację organizmów morskich, a także globalny klimat.
Poziom mórz w jurze podlegał licznym wahaniom. Wpływały na niego między innymi ruchy płyt litosfery, tempo tworzenia skorupy oceanicznej, zmiany objętości grzbietów śródoceanicznych oraz rozszerzalność cieplna wody.
Świat po wielkim wymieraniu
Obraz epoki wczesnej jury jako czasu wyrównanego, ciepłego klimatu na całej Ziemi okazuje się być zbytnim uproszczeniem. Wymieranie na granicy triasu i jury, około 201 mln lat temu, było związane z ogromną aktywnością wulkaniczną Centralnoatlantyckiej Prowincji Magmatycznej. Emisje dwutlenku węgla i innych gazów wywołały szybkie ocieplenie, zakwaszenie oceanów oraz zaburzenia obiegu węgla. Odbudowa ekosystemów morskich trwała długo i nie przebiegała jednakowo we wszystkich regionach ani grupach organizmów, z powodu utrzymującego się zakwaszenia wód (nadal trwała słabnąca aktywność wielkiej prowincji wulkanicznej Centralnego Atlantyku), jak i niedotlenienia wód morskich i to również w strefach płytkich.
W części basenów morskich zwiększona dostawa substancji odżywczych sprzyjała wzrostowi produktywności biologicznej, a rozkład materii organicznej prowadził do deficytu tlenu.
Klimat był bardzo ciepły, ale temperatura silnie zależała od szerokości geograficznej, środowiska i pory roku. Szybciej do równowagi wróciły ekosystemy lądowe, już od początku jury zaczyna się stabilizować świat roślinny, a dinozaury po przetrwaniu kryzysu u schyłku triasu (w przeciwieństwie do wielu innych grup zwierząt) weszły w okres szybkiego rozwoju, różnicując się i opanowując kolejne nisze ekologiczne.
Odbudowa jurajskich ekosystemów
Dopiero po upływie 1 miliona lat warunki życia w oceanach unormowały się. Wraz ze słabnięciem aktywności wulkanicznej i stopniowym przywracaniem równowagi w obiegu węgla klimat stał się bardziej stabilny. Część węgla została związana w osadach węglanowych i bogatych w materię organiczną, tworząc bogate w substancję organiczną łupki bitumiczne – skałę macierzystą dla złóż węglowodorów.
W ciągu kolejnych milionów lat różnicowały się ekosystemy płytkowodne, odradzały się rafy i plankton wapienny. Amonity, silnie dotknięte wymieraniem na granicy triasu i jury, szybko się odrodziły i zróżnicowały, zajmując liczne nisze ekologiczne.
Podobny rozkwit przeżywały inne głowonogi morskie – belemnity, a także gady morskie – ichtiozaury i plezjozaury, szybko osiągając znaczną różnorodność.
Na lądach trwało bujne odrodzenie. Rozwijała się coraz bardziej zróżnicowana szata roślinna, zdominowana przez paprotniki i rośliny nagonasienne. Szybka radiacja zachodziła u dinozaurów, które niepodzielnie objęły panowanie na Ziemi. Szybko też osiągnęły znaczne rozmiary.
Ochłodzenie i możliwa obecność lodu
W części wczesnej jury nastąpiło wyraźne ochłodzenie, rozpoznawane w zapisie izotopowym i występowaniu osadów oraz minerałów związanych z zimnymi warunkami. Jego przyczyny mogły obejmować zmiany obiegu węgla i cyrkulacji oceanicznej. W obszarach polarnych lub na większych wysokościach mogły okresowo powstawać niewielkie lodowce albo pokrywy lodowe, a produktywność oceaniczna w strefach chłodnych i umiarkowanych wzrosła, wiążąc dodatkowo węgiel, także w postaci hydratów metanu na dnach oceanicznych.
Dowodów na ochłodzenie w tym czasie dostarczają: tzw. dropstony (duże fragmenty skał bezładnie rozrzucone w drobnoziarnistych, głębokowodnych osadach morskich znajdujących się w pobliżu biegunów; zostały one przetransportowane z lądu na morze przez dryfujące po wodzie kry lub góry lodu, w których były zatopione), glendonity (gwiaździste konkrecje, które wzrastają w osadzie w temperaturach ≤5°C) oraz stosunki izotopowe tlenu w skamieniałościach węglanowych. Podobne okruchy mogą być jednak transportowane również przez korzenie dryfujących drzew albo procesy grawitacyjne.
Zlodowacenia wczesnojurajskie, choć nie były porównywalne z tymi największymi w historii Ziemi (w kriogenie, ordowiku, karbonie, permie czy czwartorzędzie), wiązały znaczną ilość wody. Zmiany klimatu i poziomu mórz mogły być modulowane przez cykliczne zmiany parametrów orbity Ziemi, czyli cykle Milankovicia..
Uwięzienie wody w lodzie powodowało raptowny spadek poziomu mórz, natomiast stopienie czap lodowych – wzrost globalnego poziomu mórz, czyli transgresję. Także w strefach umiarkowanych i subtropikalnych klimat stał się w tym czasie bardziej chłodny i suchy, na co wskazują spektra pyłków i spor roślin. W strefach tych rosły przeważnie lasy szpilkowe.
0,5 miliona lat „superszklarni” i 11 mln lat ciepłego klimatu
Około 183 mln lat temu aktywność prowincji magmatycznej Karoo–Ferrar zbiegła się z jednym z najważniejszych kryzysów środowiskowych jury – toarcjańskim zdarzeniem oceanicznym beztlenowym, określanym skrótem T-OAE. Wulkanizm dostarczył do atmosfery duże ilości dwutlenku węgla. Dodatkowy węgiel mógł pochodzić z termicznego przeobrażania osadów bogatych w materię organiczną.
Lawa w wielu miejscach przebijała grube formacje węglonośne, co zwiększało emisję nie tylko gazów cieplarnianych, ale także trujących, np. wielopierścieniowych węglowodorów aromatycznych. Jedna z hipotez zakłada, że ocieplenie mogło doprowadzić do uwolnienia metanu z osadów morskich. Znaczenie destabilizacji hydratów metanu w przebiegu T-OAE pozostaje jednak dyskusyjne.
Teraz, gdy ekshalacje wulkaniczne ociepliły klimat, uległy one gwałtownemu uwolnieniu, wywołując mechanizm spustowy – klimat na Ziemi gwałtownie się ocieplił. Jeszcze jednym mechanizmem napędzającym cieplarniane warunki był rozkład materii roślinnej zgromadzonej na lądach. Zmiany te zachodziły w ciągu ok. 500 000 lat i były dodatkowo taktowane cyklami orbitalnymi Ziemi.
Ocieplenie i rozszerzalność cieplna wody sprzyjały wzrostowi poziomu mórz. Jeśli przed wydarzeniem istniały niewielkie pokrywy lodowe, ich topnienie mogło dodatkowo zwiększyć ten wzrost. Rozległe obszary lądowe, także na obszarze dzisiejszej Polski i Europy, zostały zalane.
W umiarkowanych szerokościach geograficznych oprócz skrajnie wysokich temperatur panowała wyjątkowo duża wilgotność powietrza i występowały silne opady. Dowodzą tego szczątki roślinne – w składzie spor roślinnych zaznacza się silny udział widłakowatych, w tym skrajnie wilgociolubnych poryblinów.
Wysoka wilgotność i temperatura spowodowały też raptowne zwiększenie tempa wietrzenia, transportu rzecznego i sedymentacji, co spowalniało postęp transgresji morskich w płytkich obszarach przybrzeżnych i użyźniało wody mórz szelfowych, prowadząc do zakwitów planktonu. Z kolei w strefach międzyzwrotnikowych występował niedostatek wilgoci, co skutkowało pojawieniem się klimatu gorącego i suchego.
Z chwilą, kiedy przestała rosnąć dostawa gazów cieplarnianych z prowincji wulkanicznej Karoo-Ferrar i hydratów metanu z oceanów, znowu zaczęła przejawiać swoje działanie wielka biologiczna pompa węglowa, przenosząca stopniowo nadmiar węgla z atmosfery do osadów. Stopniowo wielka cieplarnia na Ziemi kończyła się i klimat wracał do stanu równowagi.
Co ciekawe, szybki wzrost temperatury nie służył także dinozaurom – rozległe obszary stały się dla nich albo zbyt gorące (strefy międzyzwrotnikowe), albo zbyt wilgotne (wyższe szerokości geograficzne).
Niemniej, okazały się wówczas na tyle elastyczne, że nie zaznaczyło się u nich większe wymieranie, czego nie można powiedzieć o życiu organicznym w morzach – zakwaszenie i deficyt tlenu doprowadziły do wymarcia całkiem licznych grup organizmów przydennych, ucierpiało także wiele grup amonitów. Wymieranie było znaczne, ale nieco mniej drastyczne niż te zaliczane do wielkiej piątki masowych wymierań w dziejach Ziemi.
Zmiany klimatyczne u schyłku triasu, na samym początku i pod koniec wczesnej jury bywają traktowane jako analog (choć rozciągnięty w czasie) obecnych procesów klimatycznych związanych z szybkim uwalnianiem do atmosfery dużych ilości węgla zgromadzonego przez długi czas w skałach. Czynnikiem uwalniającym węgiel i powodującym ocieplenie klimatu nie jest w tym przypadku przyroda, a nasza cywilizacja.
Jura środkowa
Po okresie silnych zmian klimatycznych pod koniec triasu i w najwcześniejszej jurze, a następnie panowania stosunkowo ciepłego klimatu, w jurze środkowej (tj. od ok. 174 do 163 mln lat temu) pojawiły się nieco chłodniejsze warunki klimatyczne. Jednak nadal klimat był znacznie cieplejszy od współczesnego, a w strefach podbiegunowych żyły organizmy zdecydowanie bardziej ciepłolubne niż obecnie.
W tym czasie zimą na obszarach podbiegunowych temperatury spadały poniżej 0°C i zapewne powstawały niewielkie pokrywy lodowe i lodowce, o czym świadczą wspomniane już dropstony i glendonity znajdowane w środkowojurajskich osadach z okolic podbiegunowych. Nie ma jednakże dowodów na istnienie znaczniejszych zlodowaceń w tym czasie.
Duży wpływ na ówczesne warunki klimatyczne miał odmienny od obecnego układ kontynentów i bardzo wysoki poziom mórz. Obszar dzisiejszej Polski pozakarpackiej (Karpaty jeszcze nie istniały) znajdował się wówczas pod wodą i bliżej równika, na szerokości geograficznej 35-40°N, na której dziś znajduje się Morze Śródziemne.
Na dnie tego dość głębokiego epikontynentalnego morza wpierw osadzał się materiał okruchowy dostarczany z lądów, z którego powstawały piaskowce, mułowce i iłowce. Dopiero w wyższej jurze środkowej zaczął się osadzać muł wapienny wytrącony z wody morskiej oraz pochodzący z rozkruszonych szkieletów organizmów. Tak rozpoczęła się sedymentacja węglanowa, która trwała również w jurze późnej, prowadząc do osadzania się grubych pokładów wapieni.
Dziś skały środkowo- i górnojurajskie odsłaniają się w Polsce m.in. na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej. Występują w nich liczne skamieniałe szczątki organizmów, takich jak: amonity i belemnity (wymarłe głowonogi o budowie ciała zbliżonej do współczesnych kalmarów i mątw) oraz małże i ramienionogi. Wyniki analizy składu izotopowego tlenu w szkieletach belemnitów umożliwiły prześledzenie zmian temperatury wód dennych w jurze.
Wynika to z faktu, iż tlen występuje w trzech odmianach izotopowych, różniących się masami atomowymi (16O, 17O i 18O) i w zależności od temperatury towarzyszącej procesowi wytrącania, zmienia się proporcjonalny udział tych trzech izotopów w nowo powstającym węglanie wapnia (np. szkielecie belemnita). Wyniki badań wskazują na chłodniejsze warunki klimatyczne w jurze środkowej i wyraźne ocieplenie się wód dennych basenu Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej na przełomie jury środkowej i późnej.
(kompilacja danych z prac: Wierzbowski, 2004; Wierzbowski i Joachimski, 2007; Wierzbowski i in., 2009).
Należy zwrócić uwagę na ocieplenie na przełomie jury środkowej i późnej, które koreluje się ze zmianą typu sedymentacji z okruchowej, w której dominują fragmenty zwietrzałych skał przyniesionych z lądów, na węglanową, w której dominuje węglan wapnia wytrącony z wody morskiej.
Dane klimatyczne z Polski znajdują potwierdzenie w dostępnych materiałach zebranych z innych obszarów średnich i niskich szerokości geograficznych. Według grupy naukowców francuskich i niemieckich skład izotopowy tlenu w szkieletach belemnitów (żyjących głębiej) i muszlach małży (żyjących płycej) wskazuje na występowanie chłodniejszego klimatu w jurze środkowej, po którym nastąpiło wyraźne ocieplenie w jurze późnej.
Jura późna
W cieplejszym okresie jury późnej (od ok. 163 do ok. 145 mln lat temu) w morzach otaczających biegun północny rozwijała się dość bogata fauna mięczaków (w tym małże oraz amonity i belemnity). W strefach podbiegunowych temperatury w lecie były dodatnie, a jedynie zimą mogły okresowo spadać poniżej zera. Brakuje jednoznacznych dowodów na istnienie rozległych i trwałych pokryw lodowych. Nie można jednak całkowicie wykluczyć sezonowego lodu morskiego lub niewielkich lodowców lokalnych.
W morzach i oceanach stref okołorównikowych i umiarkowanych następował wzrost tempa sedymentacji węglanowej oraz silny rozwój płytkowodnych platform węglanowych i raf koralowych, które zmieniły środowisko stref przybrzeżnych i umożliwiły rozwój zróżnicowanej fauny bezkręgowców. Późnojurajskie rafy koralowe występowały na wyższych szerokościach geograficznych niż obecnie. Tak szerokie rozprzestrzenienie raf koralowych jest wyraźnym dowodem na wyższe temperatury wód morskich w tym okresie.
Istotnym wskaźnikiem klimatu jest roślinność lądowa i istnienie stref roślinnych odpowiadających strefom klimatycznym. Rekonstrukcja stref roślinnych jury jest jednakże utrudniona, z uwagi na brak dostatecznej ilości dobrze zachowanego materiału florystycznego, problemy z datowaniem osadów lądowych (skamieniałości przewodnie dla jury są organizmami morskimi) oraz odmienny skład flory jurajskiej, w której występowały wymarłe gatunki i grupy roślin (np. benetyty i paprocie nasienne), a nie występowały dziś rozprzestrzenione rośliny okrytonasienne.
Na podstawie rozprzestrzenienia osadów, modeli klimatycznych i innych danych, pochodzących głównie z półkuli północnej, zrekonstruowano w ostatnich latach strefy roślinne jury.
Dane florystyczne wskazują na sezonową suchość klimatu w strefie okołorównikowej w jurze środkowej i późnej. Nie występowały w niej wilgotne lasy deszczowe, jak obecnie, lecz rzadsze skupiska roślin o niewielkich liściach, które są bardziej odporne na okresowy niedostatek wody. Mogło to być spowodowane wyższymi temperaturami i występowaniem dużych mas lądowych, które ograniczały dopływ pary wodnej z oceanów.
Największa bioproduktywność występowała w strefach umiarkowanych, w których rosły lasy. Z obszarów tych pochodzą jurajskie węgle kopalne. Do tej pory nie znaleziono jurajskich szczątków roślin typowych dla tundry. Może być to efektem niezachowania się roślin z tej strefy w zapisie kopalnym, niemniej większy zasięg innych stref roślinnych świadczy, że strefa tundry nie występowała lub zajmowała dużo mniejszy obszar niż w czasach współczesnych.
W ciepłym i bardziej suchym klimacie lądowym jury doskonale rozwijały się dinozaury, które zasiedlały bardzo różne środowiska. Poszczególne ich grupy różniły się wymaganiami i przystosowaniami do temperatury oraz dostępności wody. Dinozaury roślinożerne odżywiały się odmiennym pokarmem niż współcześni roślinożercy. Był on często twardy i bogaty w krzemionkę (skrzypy), dlatego przynajmniej niektóre z nich do trawienia pokarmu wykorzystywały gastrolity (połykane kamienie, które dzięki ciągłym ruchom żołądka, rozdrabniały pokarm).
Cieplejszy klimat jury, podobnie jak całego mezozoiku, paleoklimatolodzy wiążą z wyższą niż obecnie zawartością dwutlenku węgla w atmosferze ziemskiej. Dwutlenek węgla jest silnym i trwałym gazem cieplarnianym. Jego zawartość w atmosferze jurajskiej mogła wynosić wg bezpośrednich danych i wyników modelowań od około 600 do około 2500 ppm (1 ppm = 0,0001%). Dla porównania, przed rewolucją przemysłową stężenie CO₂ wynosiło około 280 ppm, natomiast współcześnie przekracza 420 ppm.
Duża zawartość dwutlenku węgla w atmosferze jurajskiej wiązała się najprawdopodobniej z wolnym tempem wietrzenia kontynentów, które wynikało z wysokiego poziomu mórz i braku rozległych obszarów górskich (jak obecnie). Tempo to było niewystarczające, aby dostarczyć do oceanów znacznych ilości jonów Ca2+, które wiążąc się następnie z rozpuszczonymi jonami HCO3- i CO₃²⁻ oraz wytrącając w postaci węglanu wapnia (tj. skał wapiennych), obniżają w dłuższym przedziale czasu zawartość dwutlenku węgla w atmosferze.
Innymi czynnikami odpowiedzialnymi za cieplejszy klimat jury były również silniejsza aktywność wulkaniczna skorupy oceanicznej, która systematycznie dostarczała dwutlenek węgla do atmosfery, oraz inny układ kontynentów i brak dużych mas lądowych w rejonie biegunów, co nie sprzyjało powstawaniu zlodowaceń.
Poznana paleogeografia i przyjęty poziom dwutlenku węgla w atmosferze umożliwiły przeprowadzenie komputerowego modelowania klimatu dla późnej jury na podstawie cyfrowych, globalnych modeli cyrkulacji. Wyniki tego modelowania są zbieżne z danymi geologicznymi i wskazują na występowanie wyższych niż obecnie średnich temperatur w strefach okołorównikowych, które oscylowały w zakresie 28-44°C.
Wyniki modeli wskazują, że w wysokich szerokościach geograficznych zimą temperatura mogła spadać poniżej 0°C, natomiast latem była dodatnia, co nie sprzyjało powstawaniu trwałej pokrywy lodowej.
Klimat jury wczesnej – prof. dr hab. Grzegorz Pieńkowski
Klimat jury środkowej i późnej – dr hab. Hubert Wierzbowski
Ilustracja: Gerhard Boeggemann -CC BY-SA 2.5, via commons.wikimedia. org
Ilustracja w zajawce: Scotese, Christopher R.; Vérard, chrześcijanin; Burgener, Landon; Elling, Reece P.; Kocsis, Ádám T., CC BY 4.0, via Wikimedia Commons
Przeczytaj także:
- Chłód z głębin jeziora. Jak Toronto wykorzystuje geologię do klimatyzacji całego miasta?
- Czy można wydobywać metale za pomocą roślin? Niezwykły świat fitogórnictwa
- Arsen w studni. Jak geologia Bangladeszu doprowadziła do największego, masowego zatrucia w historii
- Jak skamieniałość sprzed 300 milionów lat pomogła stworzyć filmowego Obcego?
- Jak okiem sięgnąć… ale ile to właściwie jest? Jak daleko jest widnokrąg?
