Клімат за часів динозаврів Для науки
Завдяки аналізу викопних зубів ми знаємо, що динозаври пережили кілька циклів охолодження та зігрівання. Однак глобальний клімат був м’якшим, ніж сьогодні.
Зуби нинішніх акул аналізують геохіміки, які визначають ізотопний склад кисню як функцію температури. Ці вимірювання, зроблені, можуть реконструювати клімат минулого, вивчаючи викопні зуби.
Юра (від –200 до –145 мільйонів років тому) та крейдовий період (від –145 до –65 мільйонів років) - це два періоди в історії Землі, що відзначаються безперечним правлінням плазунів та динозаврів. Що стосується флори, покритонасінні (рослини, насіння яких захищені плодом, це квіткові рослини) поступово витісняють голонасінні (рослини з оголеними насінням, наприклад хвойні) в кінці нижнього крейди (існує близько 100 мільйонів років ). За яких погодних умов відбувались ці події? Скелети хребетних та безхребетних допомагають нам реагувати і реконструювати клімат за часів динозаврів. Морква морозива не робить це так далеко назад.
Давайте спочатку побачимо морфологію Землі в цей час. Наприкінці нижнього крейди 100 мільйонів років тому відкриття Атлантичного океану дедалі більше роздроблювало суші (див. Малюнок на сторінці 2). Рівень моря був приблизно на 100-150 метрів над нинішнім рівнем і залишав величезні морські платформи, що тягнулися в тропіки, в західній частині Тетіса, первісного океану, оточеного континентами.
Скелети, які говорять багато про що
Європа являла собою мозаїку островів, омитих теплими, мілководними морями, оточеними масивами суші, заселеними динозаврами, крокодилами, черепахами та кількома дрібними ссавцями. У морі відкладення (майбутні вапняки та мергелі) захопили багато скелетів безхребетних карбонату кальцію (устриці, белемніти, брахіоподи) та хребетних (риб та плазунів) до тканин, що складаються з карбонату кальцію. Кальцій Ca5 (PO4) 3 (OH, F, Cl). На материках залишки наземних хребетних, таких як динозаври, були поховані в піщаних або заболочених ґрунтах прибережних середовищ.
Ці різні карбонатні та фосфатні біомінерали містять хімічні елементи, кількість чи частка яких ізотопів (атоми однакової природи, наприклад кисень, які відрізняються кількістю нейтронів в ядрі) свідчать про фізико-хімічні умови, такі як температура та солоність, середовища, де мешкала тварина. Однак під час і після їх поховання в осадах викопні скелети в карбонаті кальцію іноді зазнають процесів розчинення та перекристалізації, які трансформують хімічний склад мінералів і, отже, змінюють кількість ізотопів.
Це явище, зване діагенезом, може, таким чином, змінити хімічну пам'ять початкових умов середовища проживання цих скам'янілих тварин. Чим довший час пройшов з моменту захоронення скам'янілостей в осаді, тим більша ймовірність того, що хімічна пам’ять буде частково змінена або навіть втрачена. У цьому випадку хімічний аналіз таких скам'янілостей може призвести до помилкових інтерпретацій минулого середовища нашої планети.
Апатит, який становить мінералізовану тканину хребетних, є мінералом, більш стійким до процесів діагенезу, оскільки він набагато менш розчинний, ніж карбонати кальцію. А ще краще - зубна емаль, особливо щільна і дуже мало змінна тканина, є, таким чином, вибором матеріалу для відновлення давнього клімату нашої планети.
Хребетні будують свої скелети з іонів кальцію Ca 2+ та фосфату PO4 3 - які вони знаходять у своїй їжі та питній воді. Під час метаболізму останньої поживної речовини два ізотопи кисню O16 та O18 мінералізованого фосфату тварини розподіляються відповідно до двох змінних: температури тварини та ізотопного складу кисню тварини. Питна вода, яка є найбільшою часто середовища проживання (морська вода або дощова вода). Таким чином, завдяки геометрії та енергіям, що характеризують молекулу PO4 3 -, вона включає важкий ізотоп O18 тим більше, що температура середовища низька.
Під час росту фосфатних тканин живих істот динамічний ізотопний баланс підтримується ферментами під час реакцій, що відбуваються між киснем у воді та фосфатом.
Для вираження співвідношення двох ізотопів кисню O16 та O18 у природі геохіміки використовують позначення δ 18 O (виражене у відсотках), яке порівнює ізотопний склад зразків, виміряний із загальним еталонним показником smow (для Середнього океану) Води). Цей параметр відображає середній ізотопний склад світового океану. Δ 18 O світового океану за визначенням дорівнює 0.
Морські хребетні
Риби є «холоднокровними» хребетними, відомими як пойкілотермічні: температура в роті така, як у водному середовищі, в якому вони живуть. Тому ми можемо визначити температуру водного середовища за ізотопним складом фосфату риби.
У випадку сучасних морських риб ізотопні склади зразків їх зубної емалі та морських вод, в яких вони мешкають, вимірюються в лабораторії за допомогою мас-спектрометра. Температура води відома із записів океанографічних станцій. Нарешті, ми визначаємо функцію, яка пов’язує ізотопний склад фосфату зубної емалі сучасних акул (див. Малюнок 3) та температуру води, де вони мешкають.
На другому етапі, використовуючи ті самі методи, аналізується ізотопний склад зубної емалі акул, цього разу скам’янілостей. Таким чином, ми встановлюємо еволюцію температур морських поверхневих вод Європи протягом періоду між 170 (верхня юра) та 65 мільйонами років (крейдовий/третинний межа). На той час Європа була південніше, ніж сьогодні, в тропічних широтах між 20 ° північної та 35 ° північної широти.
Оскільки зуби акули формуються протягом місяців, результати цих досліджень є середнім значенням сезонних коливань температури поверхневої води. Протягом 100 мільйонів років ми спостерігаємо коливання середньої температури тропічних вод на кілька градусів; ці коливання мають амплітуду близько мільйона років.
Таким чином, теплі періоди (див. Малюнок 4) були виявлені протягом калловського (від –165 до –160 мільйонів років), кімеріджійського (від –155 до –150 мільйонів років), готер’євського - баремійського (від –135 до –125 мільйонів років) тому) і особливо з сеномансько-туронського (–100 до –90 мільйонів років тому), тоді як оксфординський (–160 до –155 мільйонів років тому), валангінський (- 140 до –135 мільйонів років тому) та кампанський - Маастрихтські (–85–65 мільйони років тому) є більш помірними періодами. Середні температури поверхні моря коливались від 20 ° C до трохи більше 30 ° C.
Вражаюче похолодання, що відбулося між Калловієм та Оксфордієм, вплинуло на фауну, наприклад, амоніти (див. Статтю Ізабель Руже) бореальні, які шукали більш м'яких температур на південь.
І навпаки, Сеноман і Турон були, мабуть, найспекотнішим періодом мезозою із середньою температурою на поверхні земної кулі 25 ° C проти 15 ° C сьогодні. На той час у морських водах континентальних шельфів було найбільше біорізноманіття у видів риб.
З іншого боку, Земля, безумовно, переживала льодовикові епізоди під час валангінського періоду, про що свідчить наявність у осадових шарах глендонітів - кристалів кальциту (CaCO3), які утворюються лише в холодних морських водах.
Таким чином, наша планета зазнала значних кліматичних коливань, які допомогли сформувати ландшафти та змінили розподіл та різноманітність живих видів.
Ізотопні склади наземних хребетних також допомагають реконструювати теплові градієнти широти, а також середні температури повітря. Це пов’язано з тим, що ізотопний склад кисню в дощовій воді відрізняється від морської води.Під час випаровування морської води легкий ізотоп кисню O16 s '' переважно включається в пару, яка набухає хмарні маси, створюючи дефіцит O18 (близько 0,9% ) порівняно з морською водою.
Зворотний процес має місце, коли вода конденсується в дощ: пари, що залишаються в атмосфері, з осіданням виснажуються важкими ізотопами. Отже, останні містять все менше і менше важких ізотопів у міру віддалення від джерела. Цей процес фракціонування називається "релеївською дистиляцією".
Різниця в пропорціях ізотопів морської води та води, що випадає в атмосферу, також зростає з висотою і до полюсів внаслідок ізотопних фракціонувань, які збільшуються зі зниженням температури та шляху, пройденого масами повітря. Таким чином, найтонкіші води на Землі - це сніг і лід, які знаходяться на полюсах.
Вивчення сучасних видів ссавців, а також напівводних наземних рептилій, таких як черепахи та крокодили, дозволяє кількісно пов'язати δ 18 O апатиту (емаль зубів крокодилів та пластин карапаків черепах) до δ 18 O їх питної води з місцевої дощової води. Ця дощова вода має ізотопний склад, який лінійно змінюється із середньою температурою повітря від екватора до полюсів. Потім ми можемо обчислити середні температури повітря, яким дихають динозаври та інші наземні рептилії, що населяли Європу наприкінці Крейдового періоду.
Невські крокодили
Результати показують, що температури в тропіках були еквівалентними тим, які ми знаємо сьогодні. З іншого боку, клімат у середніх та високих широтах був помітно м’якшим, про що свідчить флора того часу та існування крокодилів до широт 60 градусів (широта Санкт-Петербурга!) Проти 30 градусів. Екстраполяція кривої показує, що на полюсах температури рідко опускаються нижче –5 ° C (див. Малюнок 5).
Цей результат має два основних наслідки. По-перше, відкриття полярних видів динозаврів на Алясці вказує на те, що вони повинні були бути ендотермічними, тобто "теплокровними", щоб забезпечити високий і постійний метаболізм, необхідний для їх виживання. Тоді негативні температури - навіть за сезонної швидкості - можуть створити густі та холодні морські води, що ініціюють циркуляцію термогаліну в Атлантичному океані. Цей обмін поверхневої води з глибиною - явище, яке також впливає на клімат.
Під час юрського періоду і крейдового періоду наша планета зазнала колосальних кліматичних змін, які неодноразово порушували розподіл природних ресурсів, а також сприяли вимирання чи розвитку багатьох видів тварин і рослин. Причини цих змін слід шукати у варіаціях парникових газів, таких як CO2. Його кількість в атмосфері залежить від активності повітряного вулканізму, головним чином локалізованого на рівні острівних дуг безпосередньо над зонами субдукції, які перетинають земну кулю.
У таких масштабах, що складають десятки мільйонів років, коливання кількості СО2, що вводиться в атмосферу та з мантії Землі, ймовірно, є наслідком зміни швидкості розширення хребтів океану. Таким чином, тектоніка плит, що виражається на поверхні внутрішньої активності Землі, сприяє модифікації клімату в геологічному масштабі, частково від походження "вальсу видів" !