Klimat dawnych epok: wielkie wymierania

Wiedza o zmianach klimatu z przeszłości dostarcza nam cennych informacji na temat tego, jakie mogą być skutki dzisiejszego globalnego ocieplenia. W jakich warunkach dochodziło kiedyś do „wielkich wymierań”? Z jakimi zjawiskami geofizycznymi się one wiązały?

Uwaga: przed lekturą rekomendujemy zapoznanie się z artykułami:
Impuls węglowy i jego usuwanie z atmosfery
Paleoklimatologia: co nam powie skład izotopowy węgla

Rysunek 1: Ghaty Zachodnie w Indiach, na obrzeżach wielkiej prowincji magmatycznej Dekanu, zdjęcie Nicholasa za Wikimedia (licencja CC BY-SA 2.5).

Impulsami prowadzącymi do masowych wymierań w przeszłości były prawdopodobnie erupcje wielkich prowincji magmatycznych (ang. Large Igneous Provinces, LIP) – olbrzymich pól wulkanicznych. Korelują się one co najmniej z czterema z pięciu Wielkich Wymierań na przestrzeni ostatnich 545 mln lat (co do piątego, z końca Ordowiku 443 mln lat temu, trwa dyskusja), a także ze wszystkimi pomniejszymi z ostatnich 300 mln lat (Bond i Wignall, 2014). Także wymieranie pod koniec kredy, kiedy wyginęły dinozaury, coraz bardziej wygląda na współdziałanie erupcji wulkanicznych z trapów dekańskich (które wywarły presję na ekosystemy, doprowadzając je do krawędzi załamania) oraz upadku asteroidy, która dokończyła dzieła zniszczenia – tzw. teoria Press-Pulse (przeczytasz o tym w artykule Co załatwiło dinozaury? Zagadka kryminalna.).

Rysunek 2: Skala wymierań gatunków w ostatnich 400 mln lat (na dole) vs objętość wielkich prowincji magmatycznych (na górze). Kontynentalne wylewy bazaltu pokazane są jako słupki w kolorze czarnym, oceaniczne w kolorze szarym. Wyraźnie widoczna jest korelacja pomiędzy wielkimi wymieraniami a wylewami lawy z wielkich prowincji magmatycznych. Źródło Bond i Wignall, 2014.

Do największego w historii Ziemi wymierania gatunków doszło na przełomie permu i triasu, 252 mln lat temu. Wyginęło wtedy ponad 90% gatunków morskich i 75% lądowych. Odrodzenie się ekosystemów zajęło około 10 mln lat (dla porównania, drzewa rodowe ludzi i małp oddzieliły się od siebie 7 mln lat temu). Badając to zdarzenie, poza śladami intensywnej aktywności wulkanicznej na Syberii, stwierdzono spadek δ13C o 5–8‰, ślady silnego ocieplenia, zakwaszenia oceanów (podwyższonych koncentracji dwutlenku węgla), odtlenienia wód oceanicznych oraz masowego rozkwitu fotosyntetyzujących (beztlenowo) bakterii siarkowych (Bond i Wignall, 2014). Jak ułożyć te dane w spójną całość?

Przyjrzyjmy się zapisowi geologicznemu zmian δ13C w tym okresie, naniesionemu na stadia działania trapów syberyjskich i przeanalizujmy zachodzące zdarzenia. Przy okazji odpowiemy też na pytanie, dlaczego wszystkie wielkie wymierania pokrywają się z wylewami lawy z wielkich prowincji magmatycznych, ale nie wszystkie takie wylewy – nawet większe od średniej – prowadziły do wielkich wymierań.

Rysunek 3: Zmiany wskaźnika izotopowego δ13C, pokazujące bardzo szybkie wprowadzenie do cyklu węglowego bardzo dużych ilości lekkiego izotopu węgla (pochodzenia organicznego) 251,94 mln lat temu. Kolorowe tła prezentują stadia erupcji wulkanów trapów syberyjskich (fioletowe – wylewy powierzchniowe, zielone – wylewy podpowierzchniowe). Okres wielkiego wymierania jest zaznaczony szarym polem. Źródło Burgess i in., 2017.

Katastrofa na przełomie permu i triasu miała miejsce bardzo dawno temu, nie wiemy więc z absolutną pewnością, jak dokładnie przebiegały zdarzenia, ale prawdopodobny bieg wydarzeń wyglądał tak…

Na obszarze milionów kilometrów kwadratowych doszło do spękania skorupy ziemskiej (co było być może następstwem upadku dużej asteroidy). Przez ponad ćwierć miliona lat (od 252,24 do 251,98 mln lat temu) z wulkanów wylewała się lawa, rozlewając się po powierzchni Ziemi. Do atmosfery trafiały duże ilości pyłów i aerozoli. Spowodowało to zacienienie powierzchni Ziemi i spadek temperatury, a emitowane przez wulkany tlenki siarki powodowały kwaśne deszcze. W tym okresie wyrzucone zostało 2/3 całości lawy trapów syberyjskich i są dowody negatywnego wpływu tego procesu na ekosystemy, jednak sytuacja nie zbliżyła się nawet do wielkiego wymierania.

Wszystko zmieniło się, gdy (prawdopodobnie w wyniku uformowania się na obszarze trapów wielkiej nieprzepuszczalnej pokrywy z zastygłego bazaltu) lawa, zamiast rozlewać się po powierzchni, zaczęła rozprzestrzeniać się na boki pod powierzchnią, tworząc intruzje i nagrzewając bogate w materię organiczną gleby i skały osadowe, co z kolei wywołało na tyle duże emisje dwutlenku węgla i metanu, że doprowadziło do krytycznej destabilizacji klimatu. Przez kilkadziesiąt tysięcy lat wskaźnik δ13C spadał o 2‰, stopniowo coraz szybciej, aż 251,94 mln lat temu nastąpiło jego załamanie z +2‰ do -4‰, zapoczątkowujące okres wielkiego wymierania (Burgess i in., 2017).

Rysunek 4: Wulkaniczne skały Syberii, stan dzisiejszy. Rezerwat Putorański. Zdjęcie Butorina za Wikimedia (licencja CC BY-SA 4.0).

Nasilony efekt cieplarniany spowodował kilkustopniowy wzrost temperatury powierzchni globu. Ogrzanie się powierzchniowych warstw oceanu zmniejszyło ich gęstość i utrudniło mieszanie się natlenionej wody z powierzchni z chłodnymi wodami głębin. Prawdopodobnie doszło do odwrócenia cyrkulacji termohalinowej, a ciepła woda ze strefy międzyzwrotnikowej, docierając do dna oceanicznego, prowadziła do uwolnienia metanu z klatratów. Z początku metan wyzwalał się stopniowo – wychwytywały go bakterie, reagował też z tlenem w wodzie (CH4+2O2 → CO2+2H2O). Prowadziło to do dalszego odtlenienia się oceanów.

Wzrost temperatury był tak duży, że w rejonach międzyzwrotnikowych powierzchniowe wody oceanów nagrzały się do 38°C, a może nawet przekroczyły 40°C. Temperatury na lądach były jeszcze wyższe. To wyżej niż próg tolerancji wyższych zwierząt (tak morskich jak i lądowych) oraz wielu roślin (Sun i in., 2012).

Duże emisje metanu powodowały przyspieszone usuwanie rodników hydroksylowych z atmosfery i wydłużanie czasu życia tego gazu w powietrzu. Dodatkowym procesem usuwającym rodniki z atmosfery były reakcje z ulatniającym się z oceanów siarkowodorem, który trafiwszy do atmosfery szybko (w skali czasowej jednego dnia), reagował z nimi, eliminując je z atmosfery.

Ale skąd w atmosferze mogły się wziąć duże ilości tego aktywnego chemicznie związku? Roślinność lądowa była poddana presji zarówno ze strony zmiany klimatu, jak i erupcji wulkanicznych, wprowadzających do atmosfery duże ilości siarki, chloru i fluoru, które powodowały opady kwaśnych deszczów. Nie tylko osłabiały one bezpośrednio roślinność, ale też wymywały z gleby kluczowe dla roślin minerały, takie jak wapń, potas i magnez. Masowe wymieranie roślinności lądowej prowadziło zaś do poważnego osłabienia ekosystemów i załamywania się łańcuchów pokarmowych. Miało też inne następstwa: rośliny osłaniają glebę i wiążą ją korzeniami, zapobiegając erozji. Pozbawiona roślinności gleba była łatwo wymywana i spływała do oceanów, prowadząc do nawożenia oceanów minerałami, szczególnie fosforanami (Bond i Wignall, 2014, Mason, 2015).

Rezultat był zbliżony do zjawisk, które obserwujemy obecnie w martwych strefach beztlenowych: spływające do wody nawozy azotowe i fosforowe stanowią pożywkę dla przybrzeżnego fitoplanktonu, powodując jego nadmierne zakwity. Woda staje się mętna i nie dopuszcza światła w głąb, przez co ustaje fotosynteza, a plankton umiera. Śmierć organizmów fotosyntetyzujących prowadzi do zaprzestania produkcji tlenu i odtleniania środowiska. Martwe resztki organiczne opadają na dno zbiornika i tam ulegają rozkładowi przez bakterie, które zużywają w tym procesie cały pozostający w otoczeniu tlen. W ten sposób powstają beztlenowe obszary, zabójcze dla istot potrzebujących tlenu do życia.

Rysunek 5: Współczesny epizod odtlenienia wody w przystani Redondo Beach. Zdjęcie: Christina Hsu (licencja CC BY-NC-SA 2.0).

W osadach z okresu wielkiego wymierania odkrywamy duże ilości substancji pochodzących od fotosyntetyzujących bakterii siarkowych. Dziś takie bakterie występują w beztlenowych środowiskach słonowodnych, na przykład w pewnych rejonach bezodpływowych słonych jezior czy w Morzu Czarnym. Rozkwit bakterii siarkowych był prawdopodobnie jednym z głównych mechanizmów zagłady życia tlenowego. W miarę jak odtlenienie (anoksja) oceanów postępowało, obecne w przydennych warstwach oceanów i mórz beztlenowe bakterie zaczęły się mnożyć i wytwarzały ogromne ilości trującego dla życia tlenowego siarkowodoru (H2S). Ten rozpuszczał się w wodzie, a w miarę jak jego stężenie rosło, przenosił się ku powierzchni, przesuwając chemoklinę (granicę między wodami utlenionymi a zdominowanymi przez siarkowodór) ku powierzchni oceanu, aż wreszcie do niej dotarł (Bond i Wignall, 2014, Mason, 2015).

W takich warunkach giną oddychające tlenem organizmy morskie, doskonale natomiast funkcjonują fotosyntetyzujące (beztlenowo, oczywiście) bakterie siarkowe, które otrzymawszy dostęp do światła słonecznego, mogły namnażać się już na samej powierzchni beztlenowego (i zakwaszonego) oceanu. Z powierzchniowych warstw oceanu siarkowodór mógł już bez przeszkód trafiać do atmosfery. To gaz silnie trujący i niebezpieczny do tego stopnia, że wyewoluowaliśmy tak, że wyczuwamy go w nawet bardzo niewielkich stężeniach (charakterystyczny zapach zgniłych jaj). Próg wyczuwalności siarkowodoru w powietrzu przez człowieka to od 0,0007 do 0,2 mg/m³. Powyżej 4 mg/m³ zapach odczuwamy jako bardzo silny (przy jeszcze wyższych stężeniach, przekraczających 300 mg/m³ staje się niewyczuwalny z powodu porażenia nerwu węchowego). Jako stężenie niebezpieczne dla zdrowia przyjmuje się wartość 6 mg/m³. Stężenie 100 mg/m³ powoduje uszkodzenie wzroku, natomiast przy stężeniu powyżej 1000 mg/m³ śmierć człowieka może nastąpić już w wyniku zaczerpnięcia jednego oddechu (CIOP).

To, czy powietrze mogło nasycić się siarkowodorem w stopniu wystarczającym do uśmiercania zwierząt i roślin, jest przedmiotem dyskusji. Jednak, aby zabijać, siarkowodór nie musiał działać bezpośrednio. Jak wspomnieliśmy, cząsteczki H2S reagują z rodnikami •OH, usuwając je ze środowiska. Ponieważ rodniki hydroksylowe pełnią ważną rolę przy powstawaniu cząsteczek ozonu, spadek ich koncentracji powoduje spowolnienie produkcji ozonu. Siarkowodór reaguje też z ozonem bezpośrednio. Rezultatem znaczącego wzrost koncentracji H2S w atmosferze było więc zniszczenie powłoki ozonowej, chroniącej żywe organizmy przed promieniowaniem ultrafioletowym. Zabijało to nie tylko organizmy lądowe, ale także morskie, w tym plankton. A gdy pierwszy składnik łańcucha pokarmowego przestawał istnieć, w niedługim czasie zagłada spotkała również kolejne organizmy.

Do emisji wulkanicznych i z klatratów metanu doszły emisje termogeniczne, związane z podgrzewaniem przez wulkany bogatych w węgiel gleb i skał osadowych, szacowane na 1000 GtC. Wraz z wulkanami procesy te emitują do atmosfery Cl, F i CH3Cl, podobnie jak H2S rozkładające ozon w atmosferze (Bond i Wignall, 2014).

Ostatecznie na emisje wulkaniczne rzędu 8000 GtC nałożyło się mniej więcej drugie tyle emisji ze źródeł organicznych. Te emisje, łącznie rzędu 16 000 GtC (przy uśrednionym czasie trwania 10 000 lat średnio 1,6 GtC rocznie, choć nie można wykluczyć okresów o większych emisjach), doprowadziły życie na Ziemi do krawędzi zagłady (Bond i Wignall, 2014). Głównymi czynnikami były wzrost temperatury, szybkie zakwaszenie i odtlenienie wód oceanów oraz rozkwit bakterii wyzwalających siarkowodór (wraz z licznymi negatywnymi następstwami działania tego gazu). Bardziej szczegółowy schemat zachodzących wydarzeń widzimy na Rysunku 6.

Rysunek 6: Diagram podsumowujący procesy zachodzące podczas wielkiego wymierania na przełomie permu i triasu. Zielone prostokąty: bezpośrednie działanie wulkanów. Niebieskie prostokąty: bezpośrednie mechanizmy eksterminacji życia. Stosunek izotopów 87Sr/86Sr w różnych rodzajach skał jest różny, jeśli przyspieszają procesy wietrzenia skał lądowych, powoduje to zmianę stosunku izotopu strontu w osadach oceanicznych. Źródło Bond i Wignall, 2014.

Gdy emisje w kolejnych setkach tysięcy lat zaczęły wygasać, δ13C stopniowo wróciła do punktu wyjścia (z pomniejszym epizodem spadku δ13C o 3–4‰ 251,4 mln lat temu) (Burgess i in., 2017).

Niektóre konsekwencje kataklizmu trwały jeszcze dłużej. Podczas wielkiego wymierania poważnie ucierpiały zarówno fitoplankton oceaniczny, jak i fotosyntetyzujące organizmy lądowe. Długotrwały, mierzony w geologicznej skali czasu, spadek globalnego tempa fotosyntezy doprowadził do spadku stężenia tlenu w atmosferze. Pewną (choć raczej mniejszą) rolę w spadku atmosferycznego stężenia tlenu mogły też grać zmiany w ekosystemach oceanicznych, powodujące przyspieszanie tempa jego pochłaniania oraz przyspieszenie tempa reakcji chemicznych z udziałem tlenu (w tym m.in. reakcje tlenu z metanem), usuwających go z atmosfery. W rezultacie spadku produkcji tlenu i przyspieszenia tempa jego usuwania z atmosfery, koncentracja tlenu w atmosferze spadła z blisko 30% pod koniec permu do mniej więcej połowy tej wartości w triasie. Tak głęboki spadek stężenia tlenu (odpowiadający zmianie między wysokością na poziomie morza a w górach na wysokości 5,6 km) był kolejnym zabójczym dla organizmów tlenowych czynnikiem.

Przedstawiony scenariusz jest oczywiście uproszczeniem. Opisanym zjawiskom towarzyszyło wiele innych, pomniejszych procesów, wpływających na przebieg katastrofy. Jest też obarczony sporym stopniem niepewności co do szczegółów i proporcji zachodzących zdarzeń, co jest oczywistą konsekwencją tego, jak bardzo są one odległe w czasie.

Widać też, że konsekwencje erupcji wulkanicznych i emisji dwutlenku węgla nie wynikają wyłącznie z rozmiaru prowincji magmatycznych. Nie wszystkie z nich powodowały wielkie wymierania. Badania sugerują, że jeśli wylewy magmy następowały na powierzchni lub w miejscach, w których nie było bogatych osadów organicznych lub skał wapiennych, lecz np. skały granitowe, same wulkaniczne emisje CO2 mogły być zbyt powolne dla zdestabilizowania cyklu węglowego. Jeśli jednak wylewy magmy następowały w miejscach, w których mogły spowodować uwolnienie do szybkiego cyklu węglowego dużych ilości węgla, cykl zagłady mógł zostać zainicjowany. Oprócz miejsca emisji liczy się też ich czas (im krótszy, tym konsekwencje poważniejsze, bo węglanowy bufor w głębinach oceanicznych i termostat węglowy potrzebują dużo czasu na zadziałanie). Koniec końców decydujące jest, czy wypływy magmy w danej prowincji magmatycznej były w stanie uruchomić sprzężenia zwrotne cyklu węglowego, prowadzące do katastrofalnego ocieplenia klimatu (Bond i Wignall, 2014).

Artykuł jest przeredagowanym na potrzeby publikacji w internecie fragmentem książki Marcina Popkiewicza, Aleksandry Kardaś i Szymona Malinowskiego pt. Nauka o klimacie.

Czytaj także:
Klimat dawnych epok: od dinozaurów do lądolodu
Klimat dawnych epok: paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne (PETM)

Opublikowano: 2019-11-25 13:56
Tagi

historia klimatu

Korzystanie z witryny bez zmiany ustawień przeglądarki oznacza akceptację polityki cookies.