Содержание

Определение

История

География

- Ранний миоцен

- Средний миоцен

- Поздний миоцен

Климат

Растительность

Животный мир

 Определение

Миоце́н это (англ. Miocene, от греч. μείων — меньший, менее значительный и καινός — новый, современный) — эпоха неогенового периода, начавшаяся 23,03 миллиона лет назад и закончившаяся 5,332 миллиона лет назад. Эпохе миоцена предшествует эпоха олигоцена, а последовательницей является эпоха эпохи плиоцен.

Миоцен, геологическая эпоха, начавшаяся около 25 и закончившаяся около 5 миллионов лет назад. Приходится на середину третичного периода и характеризуется увеличением площади пастбищ по всему земному шару и возникновением большинства современных групп млекопитающих. В Англии неизвестно никаких отложений из миоцена, хотя имела место некоторая складчатость из-за поднятия Альп на юге.

История

Автор термина — шотландский учёный Чарльз Лайель, предложивший разделить третичный период на четыре геологических эпохи (включая миоцен) в первом томе его книги «Основы геологии» (1830) (в изобретении термина ему также помогал его друг — преподобный В. Вьювелл (Rev. W.Whewell).

Лайель объясняет свое название тем, что меньшая часть (18 %) окаменелостей (которые он тогда изучал) этой эпохи может быть соотнесена с современными (новыми) видами.

География

До недавнего времени миоцен считался этапом континентального развития северной окраины Евразии и изоляции Арктического океана от Тихого. Полученные в последние годы данные, в значительной мере по ископаемой диатомовой флоре, показали, что в конце раннего - начале среднего миоцена морские бассейны распространялись в пределах шельфа Восточно-Сибирского и восточной части моря Лаптевых, а в районе полуострова Св. Нос накапливались прибрежно-морские мелководные осадки - алевриты и глины с большим количеством растительных остатков и сублиторальной флорой диатомей. Ингрессионные морские заливы глубоко проникали по долине Колымы и в пределы Чаунской впадины, на что указывают морские диатомеи и фораминиферы, частично во вторичном залегании.

Прелюдией к окончательной трансформации послужили тектонические и связанные с ними океанские события палеогенового времени, которые в конечном итоге привели к преобразованию механизма циркуляции в океане и формированию системы глобальной циркуляции, подобной современной.

Прежде всего это отделение Австралии от Антарктиды и позднее - раскрытие пролива Дрейка, в результате чего появилась глубоководная связь между Тихим, Атлантическим и Индийским океанами в высоких широтах Южного полушария и сформировалось современное Циркумантарктическое течение. Возникла термическая изоляция Антарктиды, и в ее пределах сформировалось покровное оледенение. Тектонические процессы в Южном полушарии сопровождались движением литосферных блоков на север. В конечном итоге в низких широтах прекратился свободный водообмен между океанами и на месте Западного Тетиса образовался Северо-Атлантический бассейн, сообщавшийся с Тихим океаном через проливы между Северной и пылающим континентом, а также полузамкнутый Средиземноморский бассейн.

В конце среднего - позднем миоцене морские бассейны занимали Валькарайскую и Ванкаремскую низменности Северной Чукотки и, вероятно, Чаунскую впадину. На Валькарайской низменности морские неогеновые переотложенные диатомеи установлены в разнофациальных и разновозрастных отложениях, вплоть до современных, на абсолютных высотах до +100 м. В разрезах буровых скважин и шахт миоценовые комплексы диатомей приурочены к прибрежно-морским и лагунным отложениям рыпильхинской свиты и вскрываются на абсолютных отметках ниже современного уровня моря. Время их формирования согласно стратиграфическому распространению установленных видов диатомей соответствует концу среднего - началу позднего миоцена н середине позднего миоцена. Биогеографический состав диатомовой флоры отражает изменения палеогидрологической обстановки в Восточно-Арктических морях: от тепловодных бореального морского бассейна конца среднего - начала позднего миоцена к более холодноводным условиям середины позднего миоцена с преобладающей эндемичной аркто-бореальной неогеновой флорой диатомей, в составе которой появляются единичные криофильные виды, являющиеся показателями возможной ледовитости Арктического бассейна.

На Ванкаремской низменности Северной Чукотки комплексы морских диатомей из отложений верхневельмайской подсветы, представленные преимущественно неритическими и сублиторальными видами с небольшим участием вымерших неогеновых пресноводных форм, соответствуют двум позднемиоценовым зональным подразделениям северотихоокеанской диатомовой шкалы. Характерной особенностью диатомовых ассоциаций является увеличение в составе последних холодноводных, преимущественно бореальных неогеновых видов, а также криофильных диатомей; тепловодные элементы флоры единичны.

Границы позднемиоценового морского бассейна четко устанавливаются в пределах Ванкаремской и Валькарайской низменностей Северной Чукотки, а также в районе Чаунской губы. В позднем миоцене морские бассейны занимали также современный шельф Восточно-Сибирского моря и некоторые районы прилегающих низменностей Северной Якутии и Новосибирских островов. В целом, приморские низменности Якутии, примыкающие к относительно молодым складчатым горным сооружениям, в миоцене характеризовались относительно непродолжительными во времени медленными опусканиями, которые почти полностью компенсировались континентальным осадконакоплением, благодаря чему морские отложения в их пределах имеют крайне ограниченное распространение. В конце миоцена морской залив, имевший связь с Восточно-Арктическими морями, занимал Северо-Сибирскую низменность до устья Енисея, о чем свидетельствуют остатки позднемиоценовых видов диатомей, вероятно, во вторичном залегании.

 Основные местонахождения морских позднемиоценовых комплексов диатомей в верхнекайнозойских отложениях арктического побережья Северной Евразии: 1 - Ванкаремская низменность, 2 - Валькарайская низменность, 3 - о.Айон, 4 - п-ов Св. Нос, 5 - Новосибирские о-ва, 6 - р.Агапа, 7 - р.Енисей (разрезы у зимовья Пустое), 8 - р.Соленая. 9 - бассейн Бофорт-Маккензи (комплексы фораминифер зоны Cibicidoides sp. 800)

В Западном секторе Арктики в миоцене продолжались преимущественно восходящие неотектонические движения. Миоценовые континентальные отложения широко развиты в центральных и южных районах Западно-Сибирской равнины, а озерные отложения с соответствующей флорой диатомей установлены на севере п-ова Ямал.

Достоверных свидетельств развития морских трансгрессий в миоцене на Севере Русской равнины нет, а имеющиеся данные предполагают формирование в этот период мощных толщ аллювиальных и озерно-аллювиальных отложений. В Тимано -Уральской области в последние годы континентальные миоценовые отложения были установлены В.Л.Яхимович и В.С.Зархидзе в бассейне р. Печоры, где они представлены насыщенными органикой глинами, переслаивающимися с зеленовато-серыми песками, алевритами с прослоями углистых глин и аллювиальными гравийно-галечными отложениями, накопление которых происходило в теплом климате при наличии в данном районе обедненной тургайской флоры. Стратиграфическое положение помещенной в основании континентальной серии осадков морской лыжской свиты по палеонтологическим данным не представляется бесспорным.

Корреляция морских миоценовых трансгрессий, установленных на крайнем Северо-Востоке Азии, с возможными аналогами в арктических районах Северной Америки в настоящее время представляется одной из наиболее важных и сложных палеогеографических проблем Берингийского региона. Исходя из близости географического положения Аляски и Чукотки, можно было бы предположить возможность синхронного развития тектонически и, отчасти, эвстатически обусловленных трансгрессивно-регрессивных циклов, по крайней мере, в пределах их арктических побережий. Однако, геологическая история этих районов в кайнозое различна. Не останавливаясь на рассмотрении многочисленных моделей их тектонического развития, сейчас можно констатировать следующее. Чукотка и Аляска существовали как единый блок (Арктида) на протяжении, по крайней мере, большей части мезозоя. В раннем (среднем?) мелу этот блок был разрушен и началось раздвижение Аляски и Чукотки, между которыми образовался морской бассейн. Несмотря на весьма противоречивую трактовку геологических и геомагнитных данных, они однозначно свидетельствуют, что дальнейшее развитие Аляскинской и Чукотской плит в мезо - кайнозое происходило самостоятельно в составе различных тектонических систем и имело свои особенности.

 Стратиграфическое положение морских кайнозойских толщ арктических районов Северной Америки, как, впрочем, и Евразии, является предметом активных дискуссий. Достоверные биостратиграфические данные, в первую очередь, по кремнистым микрофоссилиям, на основании которых можно было бы осуществить межрегиональные Корреляции, отсутствуют, и, фактически, миоценовые трансгрессии в арктических районах Аляски в настоящее время не выделяются. Стратиграфическое расчленение морских толщ Северной Аляски и Канадской Арктики основано преимущественно на фауне моллюсков, в последние годы используются также показатели степени эпемиризации их раковин. При этом главный постулат в определении возраста - это время открытия Берингова пролива, которое определяется в интервале от 3,33 до 2,84 млн. л. Исходя из этого, для всех известных на арктическом побережье фаун, содержащих тихоокеанские виды, предполагается возраст моложе 3,4 млн. л., отсутствие же тихоокеанских видов предполагает более древний возраст фаун и соответствующих трансгрессий.

Морские кайнозойские отложения широко развиты на арктическом побережье Аляски. Серия плиоцен-плейстоценовых трансгрессий в этом районе отвечает формации Губик, включающей морские, аллювиальные и эоловые отложения, слагающие Арктическую прибрежную равнину. Отложения пре-Губик, вскрывающиеся в обрывах по р.Колвилл (формация Принс Крик), представлены глинистыми сланцами, песчаниками и богатыми ископаемыми остатками морскими алевролитами (слои Оушен Пойнт, названные по одноименному разрезу), залегающими на меловых отложениях. Слоям Оушен Пойнт, как полагают, коррелятны так называемые "безымянные морские отложения" формации Сагаваниркток, установленной к востоку от Оушен Пойнт.

 Несмотря на многолетнюю историю исследований этих наиболее известных на арктическом побережье Аляски разрезов мезокайнозойских отложений и обилие палеонтологического материала, возраст указанных морских отложений пре-Губик датируется весьма различно, что отмечалось выше. На основе изучения фауны фораминифер, моллюсков и остракод Л. Картер и Л. Маринкович первоначально полагали, что слои Оушен Пойнт не древнее миоцена и скорее всего имеют плиоценовый возраст. Эти же осадки Л.Картер и Дж.Галловей коррелировали с анвильской трансгрессией. В результате последующих детальных исследований фауны Л.Картер и Л.Маринкович стали сопоставлять ее с раннетретичной (палеоценовой) фауной Лондонского бассейна, Дании и Северной германии, отмечая своеобразие ее систематического состава, обусловленного длительным периодом изоляции Арктического бассейна.

Полученную трековым методом из подстилающих туфовых слоев датировку 50,9+-7,7 млн. л. (эоцен) Л. Маринкович с соавторами ставят под сомнение, так как в перекрывающих слоях были найдены кости утконосого динозавра. В то же время палиноморфы из слоев Оушен Пойнт предполагают возможность различной интерпретации их возраста, так как включают значительное количество переотложенных разновозрастных мезозойских и кайнозойских микрофоссилий, а остракоды представлены двумя группами видов: меловыми-раннепалеоценовыми и неоген-четвертичными.

На крайнем востоке Арктической прибрежной равнины детально изучены ассоциации моллюсков, фораминифер и остракод морских слоев Нувок формации Сагаваниркток известные на p. Kapтep-Крик, о. Бартер и у м. Мэкнинг, но возрастная интерпретация отложений по микропалеонтологическим остаткам различна (фораминиферы - поздний олигоцен, спорово-пыльцевые данные - конец раннего - начало среднего миоцена).

Радиометрические определения возраста слоев по стронцию из раковин Arctica показали позднеолигоценовый возраст отложений - 24,26 млн. л.н. По мнению Маринковича с соавторами, полное отсутствие тихоокеанских видов моллюсков в составе фауны Нувок ясно указывает, что ее развитие происходило до плиоценового открытия Берингова пролива, но биогеографически она была связана с североатлантической фауной. В то же время, они выделяют два разновозрастных комплекса моллюсков: плиоценовый, характерный для верхней, большей части разреза слоев Нувок, и нижней, состав которой заставляет все-таки предполагать ее позднемиоценовый возраст, что отмечали ранее некоторые другие исследователи. Ассоциации остракод из нижней части слоев Нувок также указывают на возможный средне- или позднемиоценовый возраст отложений, а из верхней - на ранне- среднеплиоценовый. Реконструкции палеотемпературных условий по различным группам фаун показали изменения от умеренно холодноводного бассейна среднего? или позднего миоцена к холодноводному и, возможно, ледовитому - эпохи плиоцен, но более теплому, чем современное море Бофорта.

Формация Бофорт, широко распространенная на островах Канадского Арктического архипелага и прилегающих низменностях Страны кленового листа, объединяет в основном неогеновые гравийно-песчаные терригенные образования. Исследования на о. Банкс и на о. Аксель Хейберг показали, что возраст формации Бофорт в этих районах - миоцен-раннеплиоценовый. Дальнейшие исследования расширили возрастные границы формации Бофорт, которая в соответствии с современными представлениями включает ранне- позднетретичные, иногда четвертичные доледниковые, преимущественно терригенные отложения, сформировавшиеся в период активных неотектонических поднятий территорий Канадского Арктического архипелага и прилегающих районов Арктической Страны кленового листа. Поданным Дж. Мэттьюса на о. Мейн (80o с.ш.) известно единственное место, где типичные континентальные песчано-гравийные отложения формации Бофорт переслаиваются с морскими глинами.

Состав фораминифер из этих, отложений предполагает раннеплиоценовый их возраст. Радиометрические определения возраста по стронцию (раковины Arctica) показали: 9 +-1,0 или 6,5 млн. л. (поздний миоцен). Большая часть из немногочисленных моллюсков, установленных в этих отложениях, обитают и в настоящее время в Арктическом океане. В то же время присутствие атлантических бивальв Arctica на 80o с.ш., как полагают, указывают на относительную тепловодность бассейна и древность отложений (более 3,0 млн. л.), так как современные Arctica живут в Северной Атлантике при температурах вод не ниже 3-4 0С и не встречаются севернее центральной Норвегии и северной Исландии. Палинологические материалы из данных морских отложений о. Мейн характеризуют лесотундровую растительность. Проведенные автором исследования диатомей из этих отложений, к сожалению, не дали положительных результатов, какие-либо остатки кремнистых микрофоссилий в них не были установлены.

Наиболее детально морские кайнозойские осадки изучены в дельте реки Маккензи, где бурением (около 200 скважин) вскрыта мощная (12 км) толща морских, прибрежно-морских и дельтовых осадков. Комплексные лито-, сейсмо- и биостратиграфические исследования позволили восстановить почти непрерывную кайнозойскую историю района от границы с мелом до голоцена включительно. Олигоцен-миоценовые ассоциации фораминифер отражают хорошо выраженную связь с Северной Атлантикой. В их экологической структуре выявлены направленные изменения, от наиболее тепловодных комплексов конца раннего - начала среднего миоцена (оптимум миоцена) к менее разнообразным в видовом отношении ассоциациям, характеризующим относительно низкотемпературные условия позднемиоценового бассейна.

В верхней части позднемиоценовой зоны Cibicides sp., 800, названной по эндемичному арктическому виду, на фоне преобладающих морских условий осадконакопления отмечен краткий период низкого стояния уровня моря, который устанавливается в ряде разрезов скважин по отсутствию осадков, соответствующих верхней части зоны Cibicides sp., 800. Этот, по определению Д. МикНейла, "драматический период" в истории Арктического бассейнам датируется им примерно в 5,3 млн. л.н. и коррелируется с так называемым "мессинским кризисом", проявившимся в различных районах Мирового океана.

 Таким образом, имеющиеся геологические и палеонтологические данные свидетельствуют, что нельзя исключить возможность развития миоценовых трансгрессий на арктическом побережье Аляски и Страны кленового листа, но, вероятно, они проявлялись регионально, поскольку были обусловлены, в первую очередь, тектоническими причинами - погружением в среднем и позднем миоцене некоторых впадин. Это затрудняет их Корреляцию с трансгрессивными этапами арктических районов Северо-Востока Азии, где разновозрастные миоценовые морские бассейны, установленные в пределах Валькарайской, Чаунской, Колымской, Эбеляхской низменностей также были тектонически обусловленными и развивались асинхронно.

В истории палеогеографического развития Берингийского региона одной из наиболее сложных проблем является восстановление времени существования Берингийского моста суши, сыгравшего, как известно, большую роль в формировании наземных фаун Северного полушария. С этапами так называемого "разрушения" Берингийского моста, то есть установлением водообмена между Арктическим океаном и Северной Пацификой, связаны миграции тихоокеанской и арктической фаун и флор. До недавнего времени считалось, что на протяжении большей части кайнозоя до раннего эпохи плиоцен включительно не было морской связи между Арктическим и Тихим океанами, которая восстановилась только в середине эпохи плиоцен (около 3,4 млн. л.н.). Эти представления были наиболее полно обоснованы Ю.Б. Гладенковым, убедительно показавшим, что тихоокеанские мигранты в Северной Атлантике появляются лишь в плиоцене (около 3 млн. л.н., зона Serripes, низы Красного Крага и их аналоги), и получили широкое распространение в геологических и биостратиграфических построениях последующих лет.

Вместе с тем, имелись косвенные свидетельства более раннего, чем плиоцен - плейстоценовое, соединения Северного Ледовитого и Тихого океанов. Подтверждением этого служат, по мнению В.Н. Сакса, находки черепа тихоокеанской морской коровы Neodesmostilus primigenius Khom на архипелаге Новосибирских островов, полуострове Таймыр и на Гыданском полуострове. Н.А.Волошиновой на основе анализа моллюсков и фораминифер Сахалина и Камчатки было установлено прохождение арктической фауны в Тихий океан во второй половине среднего и первой половине позднего миоцена. По материалам из Норвежско-Гренландского бассейна и Северной Атлантики была выявлена возможность Корреляции среднемиоценовых комплексов диатомей с зональной диатомовой шкалой Северной Пацифики, что также предполагает водообмен между этими бассейнами. Имелись и некоторые другие косвенные свидетельства развития в миоцене трансгрессий в пределах шельфов Восточно-Арктических морей. 

Исследованные в отложениях приморских низменностей Северо-Восточной Азии комплексы морских диатомей, близкие по систематическому составу диатомовой флоре высоких и умеренных широт Тихого океана, позволяют впервые однозначно решить вопрос о миоценовом соединении Арктического и Тихоокеанского бассейнов, а корреляция комплексов с зональной диатомовой шкалой Северной Пацифики дает возможность с большой степенью достоверности определить продолжительность этих соединений и этапов трансгрессивного развития морских бассейнов. Полученные данные свидетельствуют, что начиная со среднего миоцена формирование арктической морской биоты происходило под влиянием тихоокеанской, и в отдельные периоды в конце раннего - начале среднего миоцена и с конца среднего миоцена периодически устанавливалась связь между Арктическим и Тихим океанами, вероятнее всего, в районе Берингова пролива.

Анализируя возможные причины противоречивости выводов о развитии Берингийского региона в миоцене, полученных на основе изучения ископаемой малакофауны и диатомовой флоры, и отсутствия тихоокеанских представителей фауны в миоценовых отложениях Северной Атлантики, можно предположить, что стабильное тектоническое поднятие области Канадского арктического архипелага в миоцене являлось главной преградой для миграции тихоокеанских моллюсков в районы Северной Атлантики, которая могла бы осуществляться по северному шельфу области Канадских островов. Учитывая их высокоширотное положение и, скорее всего, низкие температуры вод, а также возможное появление сезонных морских льдов, можно предположить, что Канадский шельф представлял в миоцене своего рода "климатический барьер" для тепловодной тихоокеанской фауны.

Барьером для миграций фаун в западном направлении, по арктическому шельфу Евразии, мог служить хребет Ломоносова, который в мезозое или даже в течение раннего кайнозоя примыкал к континентальной окраине между Свальбардом и Северной Землей и свое современное положение занял в кайнозое в результате спрединга, развивавшегося между Гренландией и Норвегией. Однако, возрастные оценки этого события в настоящее время весьма разнообразны и пока можно лишь предполагать, что какое-то время часть хребта находилась над поверхностью вод. В то же время установлено, что Гренландско-Шотландский хребет, ограничивавший сток из Гренландского моря в Северную Атлантику, опустился ниже уровня моря только в течение неогена.

 Рассмотренные климатические и тектонические барьеры не оказывали влияния на расселение планктонных организмов, так как тихоокеанские виды диатомей установлены в разновозрастных миоценовых отложениях Норвежско-Гренландского бассейна и Северной Атлантики.

Развитие морских миоценовых трансгрессий происходило на фоне прогрессирующего охлаждения Северной Полярной области и сопровождалось изменениями палеогидрологических условий в Арктическом океане. В Восточно-Арктических морях установлено снижение температур вод - от тепловодного морского бассейна конца среднего - начала позднего миоцена к более холодноводному середины и конца позднего миоцена с преобладающей неогеновой аркто-бореальной флорой диатомей. В Норвежском море температурный режим был близок к субтропическому в раннем миоцене - до 18,7 млн. л.н. с относительно холодной фазой в конце раннего миоцена - 18,7- 16,6 млн. л.н. За этой фазой последовал период относительного повышения поверхностных температур вод, которые начали понижаться в первой половине среднего миоцена - около 14 млн. л.н. Это охлаждение быстро прогрессировало и наиболее тепловодные силикофлягелляты элиминировали из состава фитопланктона Норвежского моря в середине позднего миоцена - 7,4 млн. л.н. Только в самом конце позднего миоцена - 5,5-5,4 млн. л.н. тепловодные виды вновь появляются на короткий период.

Выделенные в отложениях рыпильхинской свиты и верхневельмайской подсвиты Северной Чукотки криофильные виды диатомовых водорослей дают основание предполагать, что в позднем миоцене в Арктическом бассейне появились сезонные морские льды. Подтверждением этого может служить также наличие гальки и гравия в преимущественно тонкодисперсных осадках рыпильхинской свиты, то есть в конце среднего - позднем миоцене.

 В отношении начала постоянной ледовитости Арктического бассейна существуют различные точки зрения, однако базируются они в основном на материалах, полученных в субарктических районах. В донных осадках Норвежско-Гренландского бассейна, Лабрадорского моря и Баффинова залива начиная с позднего миоцена (по крайней мере с 10 млн. л.н.) присутствует материал ледового разноса, свидетельствующий о начале оледенения в высоких широтах североатлантического региона. В северо-восточных районах Пацифики наиболее древние свидетельства начала оледенения установлены в отложениях формации Якатага (восточное побережье Аляскинского залива и о.Миддлетон). Палеонтологические и литологические материалы исследований отложений формации Якатага и донных осадков северо-восточной Пацифики показывают, что ранний и начало среднего миоцена были периодом теплых климатических условий в районе Аляскинского залива и северо-западной Пацифики, а значительное похолодание фиксируется во второй половине среднего миоцена и начале позднего миоцена. В это время отмечено первое значительное оледенение северо-восточного побережья Аляски и образование тиллитов формации Якатага. Найденные в основании формации Якатага остатки левозакрученных Turborotalia pachyderma позволяют заключить, что формирование мощных толщ ледниково-морских осадков началось, возможно, уже около 13 млн. л.н. Первые следы развития ледовых процессов в прибрежных водах Аляскинского залива и северных районах Пацифики отмечены в конце миоцена.

 Исходя из этого, естественно предположить, что, если в пределах субарктической зоны океаны были ледовиты уже в начале позднего миоцена, то и в центральных районах Арктического океана развивался ледовый покров в это время и, возможно, здесь он начал формироваться даже несколько ранее. Существующие климатические модели допускают, что льды в Арктике могли появиться уже около 40 млн. л.н. Однако, кроме глендонитов и материала ледового разноса в морских эоценовых отложениях Свальбарда, других свидетельств раннекайнозойского оледенения в Арктике нет. В центральной части Арктического океана фактически пост-эоценовый интервал до позднего миоцена включительно пока еще остается недокументированным, поэтому палеоокеанологические реконструкции для этого времени представляются весьма гипотетическими.

Арктический океан в позднем кайнозое, как и в настоящее время, являлся одним из важнейших климатообразующих факторов планеты. Изменения палеогеографических обстановок в Арктике оказывало влияние на палеоклиматические и палеоокеанологические условия, в первую очередь, в высоких и умеренных широтах Северного полушария. Охлаждение Северной Полярной области в среднем-позднем миоцене сопровождалось увеличением температурных градиентов между высокими и низкими широтами в Тихом океане, а начало стока глубинных арктических вод в Северную Атлантику привело к глобальным изменениям циркуляции водных масс и перераспределению поясов кремненакопления в Мировом океане. Усилившаяся вертикальная циркуляция вод в системе субарктического круговорота в Средней Пацифике обусловила начало накопления кремнистых осадков биогенного происхождения в зонах прибрежных апвеллингов и в глубоководных районах. В наиболее северных и северо-западных районах Пацифики в середине среднего миоцена впервые появляются неогеновые холодноводные аркто-бореальные ассоциации диатомей (виды р. Denticulopsis и др.), а бореальная фитогеографическая область занимает всю акваторию умеренных широт северного полушария. Южная граница области опускалась до 30 с.ш., что на 7 южнее ее современного положения.

 Направленное похолодание климата в позднем миоцене носило ступенчатый характер и сопровождалось в Северной Пацифике периодами относительного потепления, как например, в интервале времени от 11,5 до 10,4 млн. л.н., "второй климатический оптимум неогена", когда в Чукотское море проникли некоторые субтропические виды диатомей.

В среднем миоцене (около 15-14 млн лет назад) закрылся Восточный Тетис и циркумэкваториальное течение, до этого определявшее характер глобальной циркуляции, прекратило свое существование. В каждом из океанов сформировалась собственная система циркуляции с меридиональными течениями и переносом водных масс и тепла. Решающее влияние на эволюцию океана и климата оказали также тектонические процессы в Северной Атлантике, в результате которых появилась устойчивая связь между Норвежско-Гренландским бассейном и Северной Атлантикой, началось интенсивное формирование североатлантической глубинной водной массы и ее распространение по всему Мировому океану. Все эти изменения, пик которых приходится на миоценовое время, непосредственным образом влияли на характер осадконакопления и распределение океанской биоты, что находит отражение в осадочных разрезах.

- Ранний миоцен (23.5-16 млн лет назад)

Материалы бурения показывают, что ледовый щит в Антарктиде начал формироваться еще в палеогеновое время. Это фиксируется по появлению в осадочном чехле материала ледового разноса (обломков пород, разносимых плавающими льдами). Наиболее древний, раннеолигоценовый возраст достоверно установлен для такого материала в разрезах осадков моря Уэдделла, залива Придз и южной части плато Кергелен, а также моря Росса. Полученные данные свидетельствуют, что к этому времени льды Восточной Антарктиды достигли окружающего ее шельфа. Об интенсивном образовании ледового покрова и интенсификации циркуляции водных масс вблизи Антарктиды свидетельствует и начавшееся формирование в высоких широтах Южного полушария пояса биогенных кремнистых осадков, которые отмечены на Фолклендском плато, в Аргентинской впадине, во впадине Эмеральд, в районе моря Росса и к югу от о. Тасмания 2. Изотопные исследования показывают, что в начале раннего миоцена существенно потеплело после довольно резкого похолодания на рубеже олигоцена и миоцена. Это потепление имело глобальный характер и нашло отражение во всех широтных зонах океана. При этом в разных районах оно проявилось по-разному. В низких и умеренных широтах температуры повсеместно были высокими. Проведенный нами анализ распределения планктонных фораминифер в миоценовых осадках Северо-Восточной Атлантики показал, что вся область от экватора на юге до плато Рокколл на севере была заселена их довольно разноообразной ассоциацией. В то же время в высоких широтах и планктонные фораминиферы, и известковый нанопланктон представлены единичными видами. В приантарктических районах в это время шла интенсивная эрозия, количество материала ледового разноса в осадках увеличивалось, росло кремненакопление, что свидетельствует о дальнейшем развитии здесь процессов апвеллинга и понижении поверхностных температур. Таким образом, можно предположить, что в начале миоцена в высоких широтах уже существовал, возможно, периодически Полярный фронт, разделявший водные массы с разными температурными характеристиками. О зарождении широтной дифференциации водных масс в это время говорит также пик в видообразовании планктонных фораминифер в умеренных и высоких широтах, осваивавших новые водные массы.

Во второй половине раннего миоцена продолжалось потепление, отразившееся в растущем облегчении изотопного состава кислорода в раковинах планктонных фораминифер, которое достигло своего максимума на рубеже раннего и среднего миоцена. Tемпература поверхностных вод в Южной Атлантике повысилась на 2° С за период 22-16 млн лет назад 3. Потепление хорошо заметно в распределении карбонатного нанопланктона и планктонных фораминифер. На рубеже раннего и среднего миоцена в Северной Атлантике широко распространились их типичные экваториально-тропические виды, которые достигают широт плато Рокколл. Хотя изотопные исследования не регистрируют понижения температур в приантарктических районах во второй половине раннего миоцена, увеличение содержания в осадках материала ледового разноса в районе поднятия Королевы Мод свидетельствует о постепенном росте ледового щита в Восточной Антарктиде. При этом ледовый покров разрастался, по-видимому, именно благодаря потеплению и вследствие этого увеличению испарения с поверхности океана, а также выпадения осадков над охлажденной Антарктидой.

В связи с равномерно тепловодными условиями на большей части океана и отсутствием значимых температурных градиентов глобальная циркуляция в океанах, в том числе придонная, была, вероятно, слабой, что подтверждается, в частности, исследованиями бентосных фораминифер в Северной Атлантике. Их ассоциации в нижнемиоценовых осадках на 90% состоят здесь из представителей рода Bolivina, которые характерны для осадков с высоким содержанием Сорг, формирующихся в условиях дефицита кислорода в придонном слое либо в результате высокой продуктивности поверхностных вод. Так, например, происходит в современных зонах апвеллинга либо в районах очень вялой придонной циркуляции, как в Средиземном море во время накопления осадков с высоким содержанием органических веществ (сапропелей). Одновременно у западных побережий континентов в раннем миоцене развивались крупные зоны апвеллинга и связанные с ними процессы эрозии. Особенно интенсивными они были у побережий Северо-Западной Африки и Западной Европы, где в ряде районов (Сахарское побережье, поднятие Виго у Пиренейского полуострова, Бискайский залив, поднятие Рокколл) в это время накапливались чистые биогенные кремнистые осадки или же осадки, обогащенные остатками кремневых микроорганизмов. В этих же районах нередко фиксируются перерывы осадконакопления внутри нижнемиоценового интервала или на границе нижнего и среднего миоцена.

- Срелний миоцен

Средний миоцен отмечен событиями, которые кардинальным образом трансформировали глобальную ситуацию в океане и климате, привели к значительным изменениям в распределении поверхностной биоты и осадков. Именно в это время была заложена близкая к современной циркуляция, которая характеризуется значительными вертикальным и широтным температурными градиентами и определяющей ролью водных масс, формирующихся в высокоширотных областях Южного и Атлантического океанов. В разных широтных зонах по изотопным данным фиксируются синхронные сдвиги в сторону похолодания 4. При этом увеличение тяжелых изотопов кислорода наблюдается в раковинах и планктонных, и бентосных видов. Это свидетельствует о быстром росте в это время объема льда в Антарктиде, который, как показывает анализ, происходил в два этапа: 14.5-14 и 13.5-12.5 млн лет назад. В эти периоды окончательно сформировался ледовый покров в Восточной Антарктиде, объем которого в последующие эпохи претерпевал лишь незначительные изменения. Начало быстрого роста ледового щита в южной полярной области совпало с закрытием Восточного Тетиса и прекращением свободного водообмена между всеми океанами в экваториальной области. Связь между этими событиями очевидна.

Второе событие, с которым связаны эти кардинальные изменения, - возникновение в начале среднего миоцена глубоководной связи между Норвежско-Гренландским бассейном и Северной Атлантикой и интенсивное формирование североатлантической глубинной водной массы. Оно началось после погружения Фареро-Исландского порога на рубеже раннего и среднего миоцена. С этого времени североатлантическая вода в больших объемах распространяется на юг вдоль Американского континента и затем, смешиваясь в высоких широтах Южной Атлантики с антарктической глубинной водной массой, формирующейся главным образом в море Уэдделла, проникает через Индийский океан в юго-западную часть Тихого океана, откуда течет на север, достигая Алеутской островной дуги. Здесь глубинные воды поднимаются на поверхность и течениями переносятся обратно в Северную Атлантику, образуя таким образом глобальный круговорот, так называемый конвейер Брокера 5.

Эти два взаимосвязанных события (резкое увеличение объема льда в Антарктиде и начало интенсивного формирования североатлантической водной массы) предопределили всю дальнейшую эволюцию океана и климата планеты. Формирование в это время системы циркуляции, принципиально схожей с современной, привело к устойчивой стратификации водных масс и развитию резких температурных градиентов. Если в раннем миоцене температуры поверхностных вод в низких и высоких широтах различались незначительно, то к концу миоцена в Тихом океане градиент между температурами вод на экваторе и в приантарктических районах составил 12° С. Рост градиентов сопровождался интенсификацией как поверхностной, так и придонной циркуляции, что отразилось в широком распространении в океанах перерывов в осадконакоплении 6. Последствия этих событий наиболее заметно проявились в глобальном распределении планктонных микроорганизмов и осадков.

Начиная со среднего миоцена становится отчетливой широтная дифференциация карбонатного микропланктона, наблюдаемая во всех океанах. Это хорошо видно на примере распространения планктонных фораминифер в Северной Атлантике. Если состав раннемиоценовых ассоциаций от экватора до плато Рокколл был очень близким и различия заметны только в их структуре, то в среднем миоцене их широтная дифференциация уже хорошо выражена 7. В это время среди них достаточно отчетливо выделяются экваториально-тропическая, субтропическая, переходная и бореальная, или субарктическая группировки. Похожие изменения претерпело и распределение карбонатного нанопланктона 8.

В осадках среднего миоцена приантарктических районов заметно увеличились содержание и размерность материала ледового разноса. Одновременно в Южном океане происходит расширение области распространения этого материала. В это время северная ее граница значительно отодвигается на север, достигая широты плато Кэмпбелл к югу от Новой Зеландии.

Наиболее существенные изменения в среднем миоцене произошли в биогенном кремненакоплении. В то время как вокруг Антарктиды пояс кремнистых осадков продолжал расширяться, в других частях Мирового океана происходило перераспределение центров кремненакопления (в американской литературе этот феномен получил название "silica shift", или "silica switch"). На рубеже раннего и среднего миоцена ареалы биогенных кремнистых осадков, до этого широко развитые в разных районах Северной Атлантики 9, начали здесь резко сокращаться или постепенно исчезать. К концу раннего миоцена они сохранялись только в Лабрадорском море, в районах плато Рокколл и регионального апвеллинга у берегов Северо-Западной Африки. В это же время (около 17-15 млн лет назад) биогенные кремнистые осадки начали интенсивно накапливаться в северной части Тихого океана и у калифорнийского побережья. Следует отметить, что на подводных поднятиях Обручева и Паттон-Меррей в северной части Тихого океана повышенные содержания кремнистых организмов отмечены уже в основании нижнемиоценового разреза. Но собственно биогенные кремнистые осадки в этих районах появились приблизительно на рубеже раннего и среднего миоцена, что подтверждает наблюдения американских исследователей.

Воды современного океана, особенно поверхностные, в целом недонасыщены кремнием, поэтому подавляющее большинство скелетов кремневых микроорганизмов растворяются, не достигнув дна. Подсчитано, что более 90% биогенного опала, продуцируемого микроорганизмами в поверхностных водах, растворяется при погружении отмерших раковин на дно. Поэтому накопление кремнистых осадков с содержанием биогенного SiO2 более 30% возможно только в тех районах, где, с одной стороны, продуктивность кремневого микропланктона в поверхностных водах исключительно высока, а, с другой стороны, промежуточные и глубинные воды в достаточной мере насыщены кремнием. Учитывая, что поверхностные воды океана сильно недонасыщены этим элементом, высокая продуктивность кремневых микроорганизмов в настоящее время отмечается только в зоне экваториальной дивергенции (расхождения течений) и в районах апвеллингов. В этих областях ресурс кремния в поверхностных водах постоянно пополняется за счет его поступления с поднимающимися на поверхность промежуточными и глубинными водами.

В настоящее время глубинные и промежуточные воды в океане представляют собой смесь так называемых "молодой" и "старой" вод, которые резко различаются по степени насыщения кремнием. "Молодая" вода образуется за счет североатлантической глубинной водной массы, интенсивное формирование которой началось, как говорилось выше, на рубеже раннего и среднего миоцена в Норвежско-Гренландском бассейне. Она резко недонасыщена растворенным кремнием. "Старая" вода, заполняющая глубоководную часть океана, напротив, отличается более высоким его содержанием. Североатлантическая водная масса, погружаясь и распространяясь на юг, "омолаживает" "старые" воды, понижая в них концентрацию кремнезема. Однако на своем пути из Северной Атлантики в Тихий океан она постепенно насыщается этим элементом, и поэтому глубинные и промежуточные воды Северной Пацифики характеризуются повышенным его содержанием.

Тот факт, что перемещение центров биогенного кремненакопления из Северной Атлантики в Северную Пацифику произошло во время климатического оптимума, т.е. несколько раньше начала интенсивного роста ледового щита в Восточной Антарктиде и глобального понижения температуры вод в океанах, дал основание предполагать, что это событие связано в первую очередь именно с началом формирования больших объемов "молодой" североатлантической глубинной водной массы. Последовавшее затем глобальное похолодание, вероятно, привело лишь к ускорению этого перемещения и расширению масштабов кремненакопления в северной части Тихого океана, с одной стороны, путем интенсификации процесса формирования указанной водной массы, а с другой, за счет усиления общей циркуляции и подъема на поверхность глубинных вод, обогащенных питательными элементами, в том числе кремнием, в высокоширотных областях Северного и Южного полушария. Расширение пояса кремненакопления вокруг Антарктиды на протяжении среднего миоцена и в более поздние эпохи подтверждает это предположение.

- Поздний миоцен (11-5 млн лет назад)

В позднем миоцене тенденция похолодания, отчетливо проявившаяся в среднемиоценовое время, получила дальнейшее развитие. Изотопные исследования показывают, что в это время температуры поверхностных вод в высокоширотных областях океанов продолжали неуклонно понижаться, испытывая колебания во времени. В низких же широтах они не менялись и даже несколько повышались. Это указывает на прогрессирующее похолодание и дальнейшую дифференциацию водных масс. Продолжалось формирование ледового щита в Антарктиде, в том числе и в ее западной части. Наиболее интенсивно ледник рос в начале (около 10-9 млн лет назад) и в конце (6.5-5 млн лет назад) позднего миоцена. Это привело к понижению температуры поверхностных вод в Приантарктическом регионе до 3° С (и менее) и к исчезновению здесь планктонных микроорганизмов с карбонатным скелетом.

Похолодания начала и конца позднего миоцена были разделены периодом потепления, который отмечен репатриацией в море Уэдделла планктонных фораминифер и нанопланктона и миграцией тепловодных видов нанопланктона в высокие широты Северной и Южной Атлантики. Это потепление также фиксируется изотопными исследованиями.

В конце миоцена объем льда достиг максимальных значений 10. Это подтверждается значительным (на 300 км) смещением в северном направлении границы распространения биогенных кремнистых осадков, которые к этому времени сформировали сплошной пояс вокруг Антарктиды, а также широким развитием эрозионных процессов. Резко ускорившееся накопление льда синхронно понижению уровня океана на 40 м и глобальной регрессии, что, как считается, стало причиной так называемого "мессинского кризиса", т.е. полной изоляции Средиземного моря и накопления мощной соленосной толщи.

К концу миоцена в океане, вероятно, уже сформировалась система циркуляции, близкая к современной, с хорошо выраженными широтной климатической зональностью и гидрологическими фронтами в обоих полушариях, что нашло отражение в четкой биполярности в распределении карбонатных планктонных организмов. Например, в высоких широтах Северной Атлантики в позднем миоцене развивается сообщество планктонных фораминифер, практически идентичное существующему в Австрало-Новозеландском регионе. Интересно отметить, что в этом районе ареал распространения сообщества смещен в более низкие широты, что указывает на асимметрию в расположении климатических поясов в Северном и Южном полушариях за счет влияния антарктического ледового щита.

В позднем миоцене появляются также первые признаки оледенения в Северном полушарии. Сплошное покровное оледенение здесь сформировалось позднее, около 2.6 млн лет назад, о чем свидетельствует резкое увеличение количества материала ледового разноса в осадках и расширение районов его распространения в Северной Пацифике и Северной Атлантике. Однако отдельные гальки и обломки пород, разносившиеся плавающими льдами, отмечаются здесь намного раньше. В северной части Тихого океана первые их находки датируются поздним миоценом, около 6 млн лет. В Северной Атлантике ледовый разнос начался еще раньше. Наиболее древний материал ледового разноса имеет здесь возраст около 11 млн лет в проливе Фрама, 8- 9.5 млн лет в Баффиновом заливе и Лабрадорской впадине, 7 млн лет во впадине Ирмингер и 5.5 млн лет на плато Воринг. Приведенные данные свидетельствуют о том, что в позднем миоцене в Арктике активно формировались горные ледники, при этом некоторые из них, по-видимому, достигали уровня моря, хотя сплошного покровного оледенения здесь, разумеется, не существовало. Различия в возрасте материала ледового разноса в разных районах указывают, что оледенение в Арктике началось, вероятно, в Гренландии и постепенно распространялось в восточном и западном направлениях.

На протяжении миоцена материки все еще находились "на марше", и при их столкновениях произошел ряд грандиозных катаклизмов. Африка "врезалась" в Европу и Азию, в результате чего возникли Альпы. При столкновении Индии и Азии вверх взметнулись Гималайские горы. В это же время сформировались Скалистые горы и Андийские Кордильеры, поскольку и другие гигантские плиты продолжали смешаться и наползать друг на друга. Однако Австралия и Южная Америка по-прежнему оставались изолированными от остального мира, и на каждом из этих материков продолжала развиваться собственная уникальная фауна и флора.

Ледниковый покров, начавший формироваться еще в олигоцене, в течение миоцена распространился на всю Антарктиду. Это привело к еще большему охлаждению мирового климата. С понижением температуры степи неуклонно разрастались и в конечном итоге заняли значительную часть Африки, Азии, Европы, а также Северной и пылающего континента.

Климат

Миоценовый этап эволюции Земли - критический в ее кайнозойской истории. Именно в миоцене завершился переход от режима теплой биосферы, господствовавшей в меловое время, к холодной - ледовой, когда климат планеты стал определяться наличием мощных покровных льдов в полярных областях.

Растительность

Из древесной растительности, помимо пальм, лиственных деревьев и обычных хвойных, обращают на себя внимание секвойи.

Распространение степей и постепенное исчезновение лесов в миоцене сильно повлияли на рост численности популяций травоядных млекопитающих. Меньше деревьев — меньше энергии, которую они "отдают" животным.

Представьте себе на минуту обычное дерево. Большую часть своей энергии оно расходует на создание для себя опоры. С этой целью у него развивается специальный твердый ствол и множество ветвей.

В умеренном климате животные за год могут употребить в пищу лишь очень незначительную часть съедобного вещества, вырабатываемого деревом.

На листопадных деревьях (которые ежегодно сбрасывают листву) листья вообще растут всего шесть месяцев в году, а плоды и семена (за исключением орехов) появляются только на несколько недель. Значит, леса умеренного пояса могут за год прокормить лишь ограниченное число животных.

Водяные лилии, цветущие на поверхности озерца, принадлежат к роду Brasenia, который в наши дни встречается только на Дальнем Востоке.

Животный мир

В миоцене, с началом закрытия восточного Тетиса, изменения уровня моря определяли возможность интенсивных межконтинентальных фаунистических обменов между Евразией, Африкой, Индийским субконтинентом и восточносредиземноморской областью. В пределах Евразийской зоогеографической области сформировалась единая Европейско-Сибирская подобласть с южной границей в Азии приблизительно по 40o северной широты, ставшая гигантской ареной эволюции многих групп млекопитающих в миоцене.

В конце раннего миоцена, впервые после длительного периода взаимной изоляции, происходил значительный обмен между Африкой и Евразией. Главным эффектом этого обмена было изменение африканской фауны: в ее составе появились кошачьи, собачьи, куньи, носороги, халикотерии, свиньи. Вероятно, в это же время из Африки на Индийский субконтинент эмигрировали хоботные. Первые мастодонты вселились в Европу и Северную Азию в течение MN3. В начале MN3 в Евразию из Северной Америки иммигрировали анхитерии. Наиболее значительным событием в истории раннемиоценовых грызунов Европы была иммиграция азиатских по происхождению хомяков современного облика (Eumyarion, Democricetodon, Fahlbuschia, Megacricetodon, Cricetodon, Lartetomys) в среднем орлеании. С их появлением эомиидно-глиридная ассоциация трансформировалась в крицетидно-глиридную, причем во многих комплексах доминирующей группой были именно Cricetidae. В таком виде европейская фауна грызунов просуществовала вплоть до раннего валлезия (MN9). В среднем орлеании в Африку из Евразии проникли первые полорогие и жирафовые.

Миоцен – время вымирания креодонтов. Однако в Азии в среднем миоцене еще присутствуют 2 рода: самый крупный представитель Proviverrinae - Dissopsalis (размером с шакала) и очень крупный представитель Hyaenodontinae - Hyainailouros (размером с тигра). Интересно отметить, что эти оба рода общие для Азии и Африки, а Hyainailouros присутствует еще и в Европе. Это подтверждает обмен фауны креодонтов между Азией и Африкой через Европу в олигоцене. Вымирание креодонтов совпадает с адаптивной радиацией Carnivora, которые являются конкурентной группой. Вымиранию креодонтов, вероятно, способствовали этологические особенности группы. Морфофункциональный анализ мозга Neohyaenodon horridus (Hyaenodontini) показал сильное морфологическое развитие вентро-каудальной зоны височной доли мозга. Следствием этого является повышение контроля за спонтанной активностью и агрессией. Этот крупный хищник был менее агрессивным, чем современные крупные Carnivora.

В центре пасется пара мастодонтов Gomphodon angustidens. На переднем плане изображен небольшой табун древних безрогих оленей рода Palaeomeryx и олени рода Dicrocerus, самцы которых уже носили на голове несложные рога. Фламинго рода Palaelodus, клювы которых еще не были такими изогнутыми, как у современных видов, бродят по мелководью поисках пищи.

С конца раннего миоцена уже можно четко обосновать провинциальное биогеографическое подразделение евразиатских и североафриканских териофаун. Для фаун млекопитающих всех европейских провинций в целом было характерно преобладание сообществ закрытых лесных обстановок, явно субтропических в южных районах. Суб-Паратетисная провинция характеризовалась наличием гигантского “экологического коридора” открытых ландшафтов на территории от восточносредиземноморской Европы на западе через Малую Азию, Ближний Восток и северную Аравию до Афганистана на востоке и Китайской Народной Республики на северо-востоке. Вероятно, именно через нее осуществлялись основные фаунистические обмены между Евразией и Африкой.

Взаимное влияние столкнувшихся в Евразии и Африке в миоцене различных по области происхождения экологических конкурентов вызвало бурную эволюцию ряда групп (ежовых, землеройковых, кротовых, пищуховых, беличьих, тушканчикообразных, хомякообразных и многих других грызунов, антропоидных приматов, носороговых, жвачных, хоботных, куньих, собачьих, гиеновых, кошачьих и др.) и вымирание последних “палеогеновых” реликтов (ежей-амфехинин, корнезубых зайцеобразных, аплодонтовых-просциурин, ктенодактилид-татаромиин, тахиориктоидид, гигантских носорогов, кайнотериев, креодонтов, амфиционид и др.). К концу миоцена сформировались почти все группировки млекопитающих надродового ранга, а также очень многие из рецентных родов. В добавление к ним существовало множество впоследствии вымерших форм, так что с точки зрения териологии миоцен по праву можно считать эпохой великого разнообразия, в формировании которого одна из ведущих ролей принадлежала территории Азии.

В миоцене млекопитающие стали гораздо многочисленнее и разнообразнее, среди них возникло множество травоядных. К этому времени "жвачный" желудок превратился в идеальный механизм для переваривания травы. В результате в миоцене произошел своего рода взрыв, породивший новые виды травоядных, способных "жевать жвачку". Жвачные животные могут набивать себе животы громадным количеством пищи, переварить которую можно и позднее. При этом если на жвачное животное нападет хищник, оно может удрать от него, унося с собой запас корма на несколько дней вперед. Оказавшись в безопасности, животное может без лишней спешки заняться перевариванием съеденного.

В ходе этой своеобразной "жвачной революции" резко возросла численность предков нынешних антилоп, буйволов, оленей, жирафов и овец. В Северной Америке обитали антилопообразные вилороги — их причудливые рога росли у них на кончике носа.

Чтобы совладать с травяным кормом, прежние зубы травоядных претерпели два основных изменения.

Во-первых, узор из бугорков на жевательной поверхности зубов значительно усложнился, и они стали самозатачивающимися. Теперь на зубах, по мере стирания, образовывались ряды прочных эмалевых ребер, которые оставались острыми всю жизнь животного.

Во-вторых, у отдельных зубов развились гораздо более широкие коронки (та часть зуба, что выдастся над десной) и они сделались крупнее.

Эти инновации, как и появление корневых отверстий (которые обеспечивали приток крови к растущей части зуба), способствовали тому, что зубы животных стали расти всю их жизнь. Теперь постоянное трение зубов друг о друга больше уже не приводило к их преждевременному износу.

Необходимость приспособиться к преимущественно травяному корму - не единственная проблема, возникшая перед новыми миоценовыми травоядными. Не менее серьезные проблемы были связаны с жизнью на открытых равнинах, где травоядные постоянно находились на виду у хищников.

Чтобы выжить в подобных условиях, животные нуждались в хорошем круговом зрении, дающем широкий или даже 180-градусный обзор (при таком обзоре глаза располагаются по ооеим сторонам головы, и животные видят и то, что впереди, и то, что сзади, оставаясь неподвижными). Такое зрение позволяло травоядным вовремя замечать опасность, грозящую с любого направления, что, в свою очередь, улучшало взаимодействие в стаде.

Чтобы стадо имело больше шансов уцелеть на открытой местности, в нем выработались специальные методы несения, "караульной службы" (когда отдельные животные смотрят по диагонали через все стадо), а также более совершенные системы сигналов и обмена информацией внутри стада.

На протяжении миоцена лошади продолжали увеличиваться в размерах. Меригиппус по величине сравнялся с нынешним пони. Средний палец на каждой его ноге был непропорционально большим по сравнению с таким же пальцем у его предшественников, и можно сказать, что мерикгиппус всю свою жизнь ходил на цыпочках,— точнее, не ходил, а очень быстро бегал. Многочисленные бугорки на коренных зубах помогали ему пережевывать жесткую траву. Прежде лошади были лесными жителями и питались нежной и сочной листвой. Однако к началу миоцена они приспособились к жизни на открытых равнинах.

Теперь слоны стали куда больше похожи на современных. Мастодонт — его называют платибелодон ("лопатобивневый") — прокладывал себе дорогу сквозь заросли подобно тяжелому бульдозеру. Из его нижней челюсти торчали широкие лопатообразные клыки, которыми он выкапывал из почвы разные растения. Дейнотерий был намного крупнее (около 4 м в плече). Изогнутыми клыками нижней челюсти он, возможно, поддевал съедобные коренья, как большими вилами.

Одна из крупнейших среди современных акул — большая белая акула, достигающая длины 10м. Но этот гигант показался бы карликом в сравнении с одним из своих предков, кархародоном мегалодоном. Эта рыба обитала на Земле с миоценовой по плейстоценовую эпоху. И хотя кархародон мегалодон известен нам лишь по ископаемым зубам, ученые все же смогли воссоздать его внешний облик. Взгляните на фотографии двух зубов вверху, изображенных в натуральную величину. Тот, что слева, принадлежит взрослой большой белой акуле. Другой же — ископаемый зуб кархародона. Ученые сопоставили оба зуба и, основываясь на известных им размерах большой белой акулы, прикинули, что длина кархародона от носа до кончика хвоста должна окула составлять не менее 20 м.

Длинные ноги также ценное подспорье при жизни на равнине. Они позволяют животному держать голову высоко над землей и тем самым лучше обозревать окрестности. Ну и, разумеется, длинные ноги служат своему хозяину незаменимым средством спасения в случае опасности. Поэтому в течение миоцена конечности травоядных животных постепенно приспособились к быстрому бегу.

Кости нижней части ноги со временем удлинились, а кости верхней, напротив, стали короче. Главные мышцы, ответственные за движение конечностей, также укоротились и располагались теперь выше, ближе к лопаткам и подвздошным костям, где они соединялись с туловищем животного.

При таком строении мускулатуры животное могло совершать длинные прыжки, затрачивая при этом минимум энергии.

Ноги травоядного, обитающего на равнине, весят очень мало и не обладают большой силой. Однако они идеально приспособлены для бегства от хищника и позволяют животному покрывать большие расстояния на высокой скорости, стоит ему только войти в надлежащий ритм бега.

Халикотерии были весьма странной группой млекопитающих. Они походили на помесь лошади и носорога. Когти на их конечностях указывают на то, что питались они скорее кореньями, чем травой.

Мы можем получить некоторое представление о миоценовой экосистеме, если обратимся к ее современному аналогу — восточноафриканским саваннам. Травянистая равнина обеспечивает разными видами корма разнообразных животных. В саваннах Восточной Африки зебры объедают грубые верхушки трав, а антилопы гну их поросшие листьями центральные части. Газели же отыскивают богатые протеином семена и побеги у самой земли. Бородавочники часто опускаются на колени, чтобы дотянуться до самой короткой травы или выкопать из земли съедобные луковицы и клубни. Есть в саваннах и травоядные, которые находят корм выше уровня самых высоких трав. К примеру, черный носорог питается древесной корой, тонкими ветками и листвой, а вот слон ест и траву, и листья деревьев, зачастую поглощая за день до 250 кг растительности. Ну а жирафу рост позволяет избегать какой бы то ни было конкуренции, поскольку он может обрывать веточки и листву на высоте 6 м от земли. Таким образом, различные виды растительноядных животных не претендуют на пищевые ресурсы друг друга, и корма здесь хватает на всех. Возможно, так же было и во времена миоцена: различные виды существовали за счет различных частей экосистемы.

Эгиптопитек, небольшая человекообразная обезьяна, жил на территории современного Египта в олигоценовую эпоху, около 27 млн лет назад. У него были короткий хвост и выдающаяся челюсть. Это не прямой предок человека, но, возможно, предшественник нынешних человекообразных обезьян.

В тот же период появились и другие новоселы. В начале миоцена ряды птиц пополнились новыми видами попугаев, пеликанов, голубей и дятлов. Чуть позже к ним присоединились первые вороны и соколы. Бурно эволюционировали такие новые млекопитающие, как мыши, крысы, морские свинки и дикобразы. Появилась и странная группа лошадеобразных животных — их называют халикотериями. Большими когтями, напоминающими копыта, они выкапывали съедобные коренья.

Отныне животные могли свободно перемещаться из Африки в Европу или Азию и обратно. Вскоре возникло своего рода двустороннее движение, при котором слоны мигрировали из Африки в Евразию и Северную Америку, а кошки, буйволы, жирафы и свиньи путешествовали в обратном направлении.

Первые приматы были маленькими зверьками, похожими на землероек. Они появились на Земле около 65 млн лет назад. Эволюция продолжила работу в этом направлении, и к середине олигоцена сформировались две основные группы приматов — обезьяны Нового Света (в пылающему континенту) и обезьяны Старого Света (в Африке и Азии).

Вскоре от африканской ветви произошла еще одна группа обезьян, ставшая родоначальницей человекообразных обезьян и в конечном итоге — человека. Мозг человекообразных обезьян крупнее, чем у прочих их сородичей. Кроме того, у них нет хвоста, а длинные и сильные руки отлично приспособлены для лазанья по деревьям и перепрыгивания с ветки на ветку.

В руки ученых попали ископаемые останки небольшой человекообразной обезьяны, которую назвали эгиптопитеком ("египетской обезьяной"). Она обитала в Африке в олигоценовую эпоху, около 27 млн лет назад.

Никто не может с уверенностью утверждать, что именно эгиптопитек был родоначальником современных человекообразных обезьян, но это вовсе не исключено.

Вскоре после начала миоцена (около 24 млн лет назад) появилась и другая, более высокоразвитая человекообразная обезьяна — дриопитек, похожий на нынешних шимпанзе. Эти животные быстро перебрались со своей африканской родины, через сухопутные "мосты" в Европу и Азию. По всей видимости, дриопитек ходил на двух ногах, однако бегал и лазил по деревьям при помощи всех четырех конечностей. Возможно, он даже переносил в руках пищу. Итак, история человечества должна была вот-вот начаться.

Форма носа африканских и азиатских обезьян (слева) иная, нежели у их южноамериканских сородичей. У обезьян из Нового Света (Америки) носы плоские, с широко расставленными ноздрями, обращенными в разные стороны (та, что левее). А у обезьян, живущих в других частях света, тонкие носы с ноздрями, направленными вперед или книзу.

Источники

Initial Reports of the DSDP. Wash., 1969-1986; Proceedings of the ODP. College Station, 1988-1995.

Кеннетт Дж. П. Морская геология М., 1987. Ч.2. С.3; Крашенинников В.А., Басов И.А. Стратиграфия кайнозоя Южного океана. М., 1986.

Hodell D.A., Kennett, J.P. // Geol. Soc. Amer. Mem. 1985. N 163. P.317-337.

Kennett J.P. A review of polar climatic evolution during the Neogene, based on the marine sediment record // Paleoclimate and Evolution with Emphasis on Human Origins. New Haven, 1995. P.49-64.

Broecker W. // Geol. Soc. Amer. Today. 1997. V.7. N 5. P.1-7.

Barron J.A., Keller G. // Geology. 1982. V.10. P.443-470; Басов И.А. // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1988. N 12. С.59-68.

Крашенинников В.А., Басов И.А. Планктонные фораминиферы миоцена Северо-Восточной Атлантики (стратиграфия, палеоэкология) // Тез. докл. XII Междунар. школы морской геологии. М., 1997. Т.2. С.233-234.

Haq B.U. // Micropaleontology. 1980. V.26. N 4. P.414-443.

Baldauf J.G., Barron J.A. Evolution of biosiliceous sedimentation patterns - Eocene through Quaternary: paleoceanographic response to polar cooling // Geological History of the Polar Oceans: Arctic versus Antarctic. Amsterdam, 1990. P.575-607.

Savage M.L., Ciesielski P.F. A revised history of glacial sedimentation in the Ross Sea region // Antarctic Earth Science, Canberra, 1983. P.555-559.

Басов И.А. Океанская и климатическая эволюция в миоцене

Опубликовано на forexAW.com: Среда, 13 Январь, 2010 года — 18:01.

Последнее редактирование: Воскресенье, 8 Май, 2011 года — 17:38.