A+ A A-

Obraz jury jako czasu wyrównanego, ciepłego klimatu na całej Ziemi okazuje się być zbytnim uproszczeniem – świat archozaurów i głowonogów nie był tak ciepły i spokojny, jak do niedawna uważano.

Okres jurajski dzieli się na trzy epoki: jurę wczesną (od ok. 201 do ok. 174 milionów lat temu), jurę środkową (od ok. 174 do 163 mln lat temu) i jurę późną (od ok. 163 do ok. 145 mln lat temu).

Jura wczesna

Wczesna jura to czas ważnych wydarzeń tektoniczno-oceanograficznych – ryft północnego Atlantyku stopniowo się rozszerzał, dając początek proto-Atlantykowi. 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 morza, na skutek wysokich temperatur, rozszerzania cieplnego wody, a także procesów tektonicznych związanych z kolizjami płyt litosfery na terenie dzisiejszych Chin, stopniowo i systematycznie podnosił się, choć z wieloma wahaniami, w tym jego niekiedy znacznymi spadkami (zapewne wywoływanymi przez globalne czynniki tektoniczne lub klimatyczne).

Milion lat upałów

Obraz epoki wczesnej jury jako czasu wyrównanego, ciepłego klimatu na całej Ziemi okazuje się być zbytnim uproszczeniem. Po wielkim wymieraniu u schyłku triasu, wywołanym gwałtowną huśtawką klimatyczną, jeszcze przez około 1 milion lat życie w oceanach nie wracało do pełnej równowagi 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 morzach rozwijała się eutrofizacja, zakwity sinicowe i glonowe, a jak wiadomo czynniki te powodują niedotlenienie wód, a także produkcję biotoksyn (zwłaszcza przez sinice). Klimat w tym czasie był bardzo ciepły, temperatury, na dużych obszarach przekraczały 35 o Celsjusza. 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.

14 mln lat względnej stabilizacji warunków klimatycznych

Dopiero po upływie 1 miliona lat warunki życia w oceanach unormowały się. Nadmiar nagromadzonego w atmosferze dwutlenku węgla został już wychwycony przez organizmy fotosyntezujące i zamknięty w formie węgla organicznego w osadach, tworząc bogate w substancję organiczną łupki bitumiczne – skałę macierzystą dla złóż węglowodorów. Przez następne 15 milionów lat różnicowały się ekosystemy płytkowodne, odradzały się rafy i plankton wapienny. Doszło też do gwałtownej radiacji najbardziej charakterystycznej grupy jurajskich organizmów morskich – amonitów. Wyewoluowały one z jednej niepozornej rodziny, która przetrwała wielki kryzys u schyłku triasu prawdopodobnie gdzieś na otwartych wodach oceanu i teraz szybko zajmowała zwolnione nisze ekologiczne. Podobny rozkwit przeżywały inne głowonogi morskie – belemnity, a także archozaury morskie – ichtiozaury i plezjozaury, szybko osiągając znaczną różnorodność i gigantyczne rozmiary.

 flora jura 1b

Strefy roślinne jury wczesnej (wg Reesa i in., 2000)

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.

3 mln lat ochłodzenia, z cyklami glacjalnymi i interglacjalnymi

Rosnąca produktywność organiczna w oceanach i na lądach, choć nie był to proces idealnie ciągły, znowu doprowadziła do zmagazynowania węgla w osadach, a w konsekwencji do obniżenia jego stężenia w atmosferze. Spowodowało to ochłodzenie. Przy biegunach powstały czapy 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.

 dropstony

Dropstony – okruchy skał magmowych i piaskowców pogrążone w drobnoziarnistych, głębokomorskich osadach środkowojurajskich występujących w pobliżu bieguna. Północna Jakucja, Syberia. Fot. M. Rogov

 glendonity

Glendonity – gwiaździste konkrecje środkowojurajskie z północnej Jakucji (Syberia), które były pierwotnie zbudowane z uwodnionego węglanu wapnia (ikaitu) i wzrastały w osadzie w strefie podbiegunowej, w temperaturze ≤5°C. Fot. M. Rogov

Zlodowacenia wczesnojurajskie, choć nie były porównywalne z tymi największymi w historii Ziemi (w kriogenie, ordowiku, karbonie, permie czy czwartorzędzie), wiązały znaczną ilość wody. Cykle glacjalne i interglacjalne powtarzały się kilkakrotnie, wpływ na to miały zmieniające się cyklicznie parametry orbity ziemskiej (tzw. cykle Milankowicza). 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. Co ciekawe, względnie chłodniejszy i suchszy klimat sprzyjał pojawieniu się gigantyzmu wśród dinozaurów (zwierząt stałocieplnych) – to wtedy niektóre dinozaury, m.in. zauropody, osiągnęły ponad 20 m długości.

0,5 miliona lat superszklarni i 11 mln lat ciepłego klimatu

Mniej więcej 183 miliony lat temu, zaraz po tym stosunkowo chłodnym okresie glacjałów i interglacjałów, na terenie dzisiejszej południowej Afryki i Ameryki Południowej rozwinęła się duża (choć znacznie mniejsza niż ta u schyłku triasu) prowincja wulkaniczna zwana Karoo-Ferrar. Znowu doszło do wylewów law bazaltowych i wpompowania do atmosfery znacznej ilości gazów cieplarnianych – metanu i dwutlenku węgla. Lawa w wielu miejscach przebijała grube formacje węglonośne, co zwiększało emisję nie tylko gazów cieplarnianych, ale także trujących, np. wielopierścieniowych węglowodorów aromatycznych. Co więcej, w okresie wysokiej produktywności i chłodnych temperatur w dnach oceanicznych nagromadziły się wielkie ilości hydratów metanu. 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.

Gwałtowne przejście od warunków chłodnych i umiarkowanych do cieplarnianych spowodowało oczywiście szybkie stopienie czap polarnych i znaczny wzrost poziomu morza, potęgowany jeszcze rozszerzalnością cieplną wody. 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 (prawdopodobnie największa w całym fanerozoiku) 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), co skutkowało między innymi ich skarleniem i spadkiem liczebności poszczególnych populacji. 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.

 europa w jurze 2a

Paleogeografia Europy na przełomie jury środkowej i późnej (wg Wierzbowskiego i Rogova, 2011). Warto zwrócić uwagę na rozległe szelfowe i epikontynentalne baseny morskie - nie znajdują one odpowiedników współczesnych. W okresie tym notowany jest najwyższy poziom mórz w jurze, spowodowany brakiem zlodowaceń oraz silną aktywnością tektoniczną skorupy oceanicznej, w wyniku której wypiętrzyły się grzbiety śródoceaniczne, a nadmiar wód wylał się na kontynenty

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.

 temperatura sedymentacja jura

Zapis zmian temperatury wód dennych, poziomu morza i warunków sedymentacji w basenie Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej w jurze środkowej i we wczesnej jurze 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.

 temperatura wod

Zapis zmian temperatury wód głębszych (100-200 m głębokości), w których żyły belemnity i wód płytszych (< 100 m), w których żyły małże w jurze (wg Dery i in., 2011)

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 - nie znaleziono dowodów na występowanie lodu.

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.

 rafy jura 2

Rozprzestrzenienie raf późnojurajskich (wg Leinfeldera i in., 2002). Warto zwrócić uwagę, że współcześnie rafy koralowe występują jedynie w pasie do 30o szerokości geograficznej

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.

 flora jura 2b

Strefy roślinne jury środkowej (wg Reesa i in., 2000). Należy zwrócić uwagę na okresową suchość stref tropikalnych, przesunięcie bujnej roślinności strefy umiarkowanej bardziej na północ niż obecnie oraz brak bezpośrednich dowodów na istnienie strefy tundry

 flora jura 3b

Strefy roślinne jury późnej (wg Reesa i in., 2000). Należy zwrócić uwagę na przesunięcie roślinności charakterystycznej dla strefy umiarkowanej w stronę wyższych szerokości geograficznych, w stosunku do jury środkowej, co należy wiązać z ociepleniem klimatu

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 były dość odporne na niedostatek 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).

 amphicelis

Amficelias (Amphicoelias) – rodzaj zauropoda z nadrodziny Diplodocoidea. Rekonstrukcja w Juraparku Krasiejów. Były to jedne z największych zwierząt w całej historii naszej planety – osiągały ponad 60 m długości i ważyły 100-150 t. Fot. Gerard Gierliński. Stowarzyszenie Delta

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 zawartość dwutlenku węgla w atmosferze współczesnej wynosi 400 ppm, a przed erą przemysłową wynosiła 280 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 CO2- i 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 modelowania potwierdzają także, że w jurze późnej w strefach podbiegunowych zimą występowały temperatury ujemne, a latem dodatnie, co nie sprzyjało powstawaniu trwałej pokrywy lodowej.

 temperatura ziemia jura2

Średnie temperatury przy powierzchni Ziemi w późnej jurze – mapy uzyskane metodą modelowania przez Sellwooda i Valdesa (2008)

Klimat jury wczesnej – prof. dr hab. Grzegorz Pieńkowski
Klimat jury środkowej i późnej - dr hab. Hubert Wierzbowski
Państwowy Instytut Geologiczny

O czym piszemy

contentmap_module

  • Czwartorzęd (2,5–0,01 mln lat temu)
  • 17593
  • Fragment czaszki niedźwiedzia jaskiniowego; kompletne szkielety w namuliskach jaskiń spotykane są wyjątkowo rzadko, czwartorzęd, plejstocen; Kadzielnia, Kielce. Muzeum Geologiczne PIG-PIB, coll. J. Czarnocki