الأوليغوسيني أو الضُّحَويّ[4] أو العصر الحديث اللاحق[5] (باللاتينية: Oligocene) فترة جيولوجية من المقياس الزمني الجيولوجي تمتد من 33.9 إلى 23.04مليون سنة مضت، لمدة 10.86 مليون سنة تقريبا[6][7]. وكما هو الحال مع الفترات الجيولوجية القديمة الأخرى، فإن طبقات الصخور التي تُعرّف العصر تم تحديدها جيدًا، لكن التواريخ الدقيقة لبداية ونهاية العصر غير مؤكدة إلى حد ما.
يُعتبر الأوليغوسيني فترة انتقالية مهمة، إذ يُمثل حلقة وصل بين عالم الإيوسيني الاستوائي القديم والنظم البيئية الحديثة في الميوسيني.[8] وشملت التغيرات الرئيسية خلال الأوليغوسيني توسعًا عالميًا في الأراضي العُشبيّة، وتراجعًا للغاباتالاستوائية عريضة الأوراق إلى الحزام الاستوائي.
تتميز بداية الأوليغوسيني بحدث انقراض بارز يُسمى "الانقلاب الكبير" (Grande Coupure)، حيث شهد استبدال الحيواناتالأوروبية بالحيوانات الآسيوية، باستثناء فصائل القوارضوالجرابيات المستوطنة. على النقيض من ذلك، فإن الفاصل الأوليغوسيني-الميوسيني لا يُحدد بحدث عالمي يمكن التعرف عليه بسهولة، بل عند الحدود الإقليمية بين أواخر الأوليغوسيني الأكثر دفئًا والميوسيني الأكثر برودة.
التسمية
صاغ عالم الحفريات الألماني "هاينرش إرنست بايريش"[9][10] مصطلح الأوليغوسيني عام 1854 بناءً على دراساته للقيعان البحرية في بلجيكاوألمانيا.[11] وجاءت الكلمة (الأوليغوسيني) من اليونانية: ὀλίγος = (olígos) = 'قليل' و καινός = (kainós) = 'جديد'، مشيرة إلى ندرة الأشكال الباقية من الرخويات.[12]
الأقسام الفرعية والحدود
يقع الحد الأدنى للأوليغوسيني (القسم والنقطة المعيارية للحدود الطبقية العالمية أو GSSP) عند آخر ظهور لجنس المثقباتالهانتكينينا في محجر ماسينيانو بإيطاليا. ومع ذلك، فقد وُجهت انتقادات إلى هذا المقطع والنقطة لاستبعاده الجزء العلوي من مرحلة البريابوني من الإيوسيني، ولأنه يسبق قليلاً التحولات المناخية المهمة التي تُشكل علامات طبيعية للحدود، مثل التحول العالمي لنظائر الأكسجين الذي يُشير إلى توسع التجلد في القارة القطبية الجنوبية (حدث Oi1).[13][ا]
بحر تيثس خلال الأوليغوسيني (الروبيلي، 33.9–28.4 مليون سنة)
خلال الأوليغوسيني، استمرت القارات بالانجراف نحو مواقعها الحالية.[16][17] وأصبحت القارة القطبية الجنوبية أكثر عزلة مع نشوء قنوات محيطية عميقة بينها وبين أسترالياوأمريكا الجنوبية. كانت أستراليا تنجرف ببطء شديد عن غرب القارة القطبية الجنوبية منذ العصر الجوراسي، لكن التوقيت الدقيق لنشوء القنوات المحيطية بين القارتين لا يزال غير مؤكد. ومع ذلك، تشير إحدى التقديرات إلى أن قناة عميقة كانت قد تشكلت بين القارتين بحلول نهاية الأوليغوسيني المبكر.[18] وتوقيت تكوّن ممر دريك بين أمريكا الجنوبية والقارة القطبية الجنوبية غير مؤكد أيضًا، حيث تتراوح التقديرات بين 49 و17 مليون سنة مضت (من الإيوسيني المبكر إلى الميوسيني)،[19] ولكن من المحتمل أن تكون الدورة المحيطية عبر ممر دريك قد بدأت أيضًا بحلول نهاية الأوليغوسيني المبكر.[20][18] ربما تعرض ذلك لانقطاع مؤقت بسبب تضيّق في ممر دريك خلال فترة تمتد من منتصف إلى أواخر الأوليغوسيني (29 إلى 22 مليون سنة مضت) حتى منتصف الميوسيني (15 مليون سنة مضت).[21]
بلغت ترتيبات الصفائح التكتونية المحيطية في شمال شرق المحيط الهادئ والتي بدأت في الباليوسيني ذروتها مع وصول منطقتي التشقق "موراي و مندوسينو" إلى منطقة الاندساس في أمريكا الشمالية. أدى ذلك إلى بدء حركة الانزلاق الجانبي على طول صدع سان أندرياسوالتكتونيات التوسعية في منطقة الحوض والسلسلة،[22] وأنهى النشاط البركاني جنوب جبال كاسكيد، وتسبب في الدوران باتجاه عقارب الساعة للعديد من التضاريس لغرب أمريكا الشمالية، وقد كانت جبال روكي في نهاية تشكلها. نشأ قوس بركاني جديد في غرب أمريكا الشمالية، بعيدًا عن الساحل نحو الداخل، يمتد من وسط المكسيك عبر حقل موغولون-داتيل البركاني إلى حقل سان خوان البركاني، ثم عبر يوتاونيفادا إلى جبال كاسكيد الشمالية الأصلية. أنتجت رواسب رماد هذه البراكين الهائلة تجبل وايت ريفروتجبل أريكاري في السهول العالية، مع طبقاتها الأحفورية الجيدة.[23]
ارتفعت جبال الألب بسرعة في أوروبا نتيجة استمرار اندفاع الصفيحة الإفريقية شمالًا نحو الصفيحة الأوراسية، مما أدى إلى عزل ما تبقى من بحر تيثس.[16][25] كانت مستويات سطح البحر في الأوليغوسيني أقل مما كانت عليه في أوائل الإيوسيني، مما أدى إلى كشف سهول ساحلية واسعة في أوروبا وساحل الخليج والساحل الأطلسي في أمريكا الشمالية. في وقت مبكر من الأوليغوسيني تراجع بحر أوبك، الذي كان يفصل أوروبا عن آسيا، مما أدى إلى نشوء اتصال بري دائم بين القارتين.[16] كان بحر باراتيثس يمتد من ما يُعرف الآن بشبه جزيرة البلقان عبر آسيا الوسطى إلى منطقة تيان شان في شينجيانغ الحالية.[26] في بداية الأوليغوسيني يبدو أنه كان هناك جسر بري بين أمريكا الشمالية وأوروبا، نظرًا لتشابه حيوانات المنطقتين إلى حد كبير.[27] ومع اقتراب نهاية الأوليغوسيني، حدث توغل بحري قصير في أوروبا.[28][29]
لا يزال ارتفاع جبال الهيمالايا خلال الأوليغوسيني غير مفهوم بشكل جيد. تشير إحدى الفرضيات الحديثة إلى أن قارة صغيرة منفصلة اصطدمت بجنوب آسيا في بداية الإيوسيني، وأن الهند نفسها لم تصطدم بجنوب آسيا حتى نهاية الأوليغوسيني.[30][31] ربما وصلت هضبة التبت إلى ارتفاعها الحالي بأواخر الأوليغوسيني.[32]
بدأت جبال الأنديز تُشكّل سلسلة جبلية رئيسية لأول مرة في عصر الأوليجوسين، وذلك مع ازدياد زاوية الانغراز المباشر للصفيحة التكتونية تحت الساحل.[23][33]
عكس مناخ الأوليغوسيني اتجاهًا عامًا للتبريد بعد فترة الذروة المناخية للإيوسيني المبكر. وقد أدى هذا إلى تحول مناخ الأرض من مناخ دفيئة إلى مناخ جليديّ.[35]
انتقال الإيوسيني-الأوليغوسيني وحدث Oi1
كان انتقال الإيوسيني-الأوليغوسيني حدثًا تبريديًا رئيسيًا ومنظم للمحيط الحيوي،[36][37] وكان جزءًا من اتجاه أوسع للتبريد العالمي حيث امتد من البارتوني إلى الروبيلي.[38][39] وتميز هذا الانتقال بحدث نظائر الأوليغوسيني-1 (Oi1)، وهو انحراف لنظائر الأكسجين حدث منذ حوالي 33.55 مليون سنة،[40] انخفضت خلاله نسب نظائر الأكسجين بمقدار 1.3‰. ويُقدر أن حوالي 0.3-0.4‰ من هذا الانخفاض يعود إلى التوسع الكبير للصفائح الجليدية في المنطقة القطبية الجنوبية. أما النسبة المتبقية، والتي تتراوح بين 0.9 و1.0‰، فتعود إلى حوالي 5 إلى 6 درجات مئوية من التبريد العالمي.[35] يُرجّح أن هذا الانتقال قد حدث على ثلاث خطوات متقاربة خلال الفترة من 33.8 إلى 33.5 مليون سنة مضت. وبحلول نهاية الفترة الانتقالية، انخفض مستوى سطح البحر بمقدار 105 أمتار، وأصبحت الصفائح الجليدية أكبر بنسبة 25% من مساحتها في العالم الحديث.[41]
تظهر آثار هذا انتقال في السجل الجيولوجي في العديد من المواقع حول العالم. فقد ازدادت كميات الجليد مع انخفاض درجات الحرارة ومستويات سطح البحر.[42] واختفت بحيرات "بلايا" في هضبة التبت خلال الانتقال، مما يشير إلى برودة وجفاف آسيا الوسطى.[43] تشير تحاليل حبوب اللقاح والأبواغ في الرواسب البحرية لبحر النرويج-غرينلاند إلى انخفاض في درجات حرارة الشتاء في خطوط العرض العالية بنحو 5 درجات مئوية مباشرة قبل حدث Oi1.[44] تشير بيانات حفر الأعماق من جنوب شرق جزر فارو إلى أن دوران المحيطات العميقة من المحيط المتجمد الشمالي إلى المحيط الأطلسي الشمالي بدأ في أوائل العصر الأوليغوسيني. يشير تأريخ الحفر من ترسيبات الانجراف في جنوب شرق جزر فارو إلى أن تيارات المحيط العميقة من المحيط المتجمد الشمالي إلى شمال المحيط الأطلسي قد بدأت في بداية الأوليغوسيني.[45]
أفضل سجل مناخي قاري للأوليغوسيني يأتي من أمريكا الشمالية، حيث انخفضت درجات الحرارة بمقدار 7 إلى 11 درجة مئوية في بداية هذه الفترة. ويُلاحظ هذا التغير من ألاسكا حتى ساحل الخليج. تعكس التربة الأحفورية من الإيوسيني المتأخر هطول أمطار سنوي يزيد عن متر، لكن هطول الأمطار في بداية الأوليغوسيني كان أقل من نصف هذا المعدل.[46][47] وفي وسط أمريكا الشمالية، بلغ مقدار التبريد حوالي 8.2 ± 3.1 درجة مئوية خلال فترة استمرت 400,000 عام، مع قلة الأدلة على حدوث زيادة كبيرة في الجفاف خلال هذه الفترة.[48] يشير الحطام الجليدي المنجرف في بحر النرويج-غرينلاند إلى أن الأنهار الجليدية قد ظهرت في غرينلاند بحلول بداية الأوليغوسيني.[49]
وصلت الصفائح الجليدية القارية في القارة القطبية الجنوبية (أنتاركتيكا) إلى مستوى سطح البحر خلال فترة الانتقال.[50][51][52] يوفر الحطام الجليدي المنجرف من بداية الأوليغوسيني في "بحر ودل" و"هضبة كيرغولين"، إلى جانب التغير في نظائر الأوكسجين المعروف باسم Oi1، دليلاً قاطعًا على وجود صفيحة جليدية قارية في أنتاركتيكا بحلول بداية الأوليغوسيني.[53]
لم تُفهم أسباب الانتقال من الإيوسيني إلى الأوليغوسيني بشكل كامل بعد.[54] فتوقيت هذا الحدث لا يتوافق مع أي من الأحداث الاصطدامية المعروفة أو مع النشاط البركاني في هضبة إثيوبيا.[55] وقد طُرحت فرضيتان أخريان كمحركات محتملة لهذا التغير المناخي، وهما ليستا متعارضتين.[54] الأولى هي العزل الحراري لقارة أنتاركتيكا نتيجة تطور التيار المحيطي للقطب الجنوبي.[20][51][17] تشير نوى الرواسب العميقة جنوب نيوزيلندا إلى وجود تيارات بحرية عميقة وباردة ببداية الأوليغوسيني.[55] ومع ذلك، لايزال توقيت هذا الحدث مثيرًا للجدل.[56] أما الاحتمال الآخر، والذي توجد له أدلة كبيرة، فهو انخفاض مستويات ثاني أكسيد الكربون في الغلاف الجوي (pCO2) خلال فترة الانتقال.[54][57][38] ويُقدّر أن ضغط ثاني أكسيد الكربون الجزئي (pCO2) قد انخفض مباشرة قبل الانتقال إلى حوالي 760 جزءًا في المليون في ذروة نمو الصفائح الجليدية، ثم ارتفع قليلًا قبل أن يستأنف انخفاضه التدريجي.[58] وتُظهر نماذج المناخ أن تجلّد قارة أنتاركتيكا حدث فقط عندما انخفض ضغط ثاني أكسيد الكربون الجزئي إلى ما دون قيمة العتبة الحرجة.[59]
تشير نسب نظائر الأكسجين لعضديات الأرجل في نيوزيلندا إلى أن تقاربًا شبه استوائيًا أوليًا قد تطور في بداية الأوليغوسيني، حيث كانت شمال نيوزيلندا شبه استوائية، بينما تم تبريد جنوب وشرق نيوزيلندا بسبب المياه الشبه قطبية الباردة.[60]
مناخ منتصف الأوليغوسيني وحدث Oi2
مناخ الأوليغوسيني بعد حدث الإيوسيني-الأوليغوسيني غير معروف جيدًا.[61] وقد حدثت عدة موجات من التجلّد في منتصف الأوليغوسيني، تقريبًا في نفس وقت تغير نظائر الأوكسجين المعروف باسم (Oi2). أدى ذلك إلى أكبر انخفاض في مستوى سطح البحر خلال المئة مليون سنة الماضية، بحوالي 75 مترًا. ويظهر هذا في تشقق الرفوف القارية في منتصف الأوليغوسيني وعدم التوافق في الصخور البحرية حول العالم.[46]
تشير بعض الأدلة إلى أن المناخ ظل دافئًا في خطوط العرض العالية[61][62] حتى مع تعرض الصفائح الجليدية لدورات من النمو والانحسار استجابةً التأثير المداري والمحركات المناخية أخرى.[63] تشير أدلة أخرى إلى تبريد كبير في مناطق خطوط العرض العليا.[50][64] وجزء من الصعوبة قد يكمن في وجود اختلافات إقليمية قوية في الاستجابة للتغيرات المناخية. تشير الأدلة على أن مناخ الأوليغوسيني كان دافئ نسبيًا إلى حالة مناخية غامضة، لا دفيئة ولا جليدية.[65]
الاحترار في أواخر الأوليغوسيني
من المحتمل أن يكون أواخر الأوليغوسيني (من 26.5 إلى 24 مليون سنة مضت) قد شهد اتجاهًا للاحترار على الرغم من انخفاض مستويات ضغط ثاني أكسيد الكربون الجزئي، رغم أن هذا يختلف حسب المنطقة.[66] ومع ذلك، ظلت القارة القطبية الجنوبية مغطاة بالجليد بكثافة خلال هذه الفترة الدافئة.[67][68] يمكن ملاحظة الاحترار في الأوليغوسيني في تعداد حبوب اللقاح من هضبة التبت، والتي تُظهر أيضًا أن مناخ جنوب آسيا الموسمي قد تطورت بالفعل بحلول أواخر الأوليغوسيني .[69] حوالي 25.8 مليون سنة مضت، شهدت الرياح الموسمية في جنوب آسيا مرحلة من التعزيز الكبير ناتجة عن ارتفاع هضبة التبت.[70]
خلال فترة انتقال الإيوسيني-الأوليغوسيني غطت ظاهرة (Oi1) قارة أنتاركتيكا بصفائح جليدية، مما ترك نبات الزان الجنوبي (نوثوفاجوس) والنباتات الحزازيةوالسراخس تتشبث بالحياة حول محيط أنتاركتيكا في ظروف التندرا.[59]
في أوروبا، أصبحت التجمعات النباتية تتأثر بشكل متزايد بتعزز الموسمية المرتبط بنشاط الحرائق البرية.[82] وفي باكستان، تكونت النباتات بشكل رئيسي من غابات جافة ولكنها كثيفة.[83] في شمال الصين، كان هناك تزايد تدريجي في سيطرة البيئات المفتوحة والمغطاة بالأعشاب.[84] تُظهر النباتات الأحفورية الضخمة في "ها لونغ" من تكوين "دونغ هو" للأوليغوسيني أن نباتات الأوليغوسيني في فيتنام سابقا كانت مشابهة جدًا لنباتاتها الحالية.[85]
تظهر الأعشاب البحرية لأول مرة في السجل الأحفوري خلال الأوليغوسيني المبكر.[86]
ظهرت معظم فصائل الثدييات الباقية مع نهاية الأوليغوسيني. شمل ذلك خيولًا بدائية بثلاثة أصابع، ووحيد القرن، والجمال، والأيل، والخنازير الأمريكية (البيكاري). وبدأت آكلات اللحوم، مثل الكلاب، والنيمرافيدات (القطط سيفية الأنياب الكاذبة)، والدببة، وابن عرس، والراكون، تحل محل الكريدونتات التي سادت في العصر الباليوسيني في العالم القديم. وشهدت القوارضوالأرانب تنوعًا هائلًا نتيجةً لزيادة الموائل المناسبة لآكلات البذور الأرضية، في حين تضاءلت موائل آكلات المكسرات والفواكه الشبيهة بالسناجب. تقلّص نطاق انتشار الرئيسيات، التي كانت موجودة سابقًا في أوراسيا، ليقتصر على إفريقيا وأمريكا الجنوبية.[87] أصبحت مجموعات عديدة، مثل الخيليات،[88]والإنتيلودونت، والكركدنيات، والمجترات ذوات الأسنان، والجمليات، أكثر قدرة على الجري خلال هذه الفترة، متكيفةً مع السهول التي كانت تتسع مع انحسار غابات الإيوسيني المطيرة.[89] انقرضت حيوانات البرونتوثيريات في أوائل الأوليغوسيني، وانقرضت حيوانات الكريدونتات خارج أفريقيا والشرق الأوسط في نهاية العصر. كما انقرضت في هذه الفترة اللانابيات (Multituberculates)، وهي سلالة قديمة من الثدييات البدائية نشأت في العصر الجوراسي، باستثناء وحشيات غندوانا.[90]
وُصفت فترة انتقال الإيوسيني-الأوليغوسيني في أوروبا وآسيا باسم "الانقلاب الكبير" (Grande Coupure).[91] حيث أدى انخفاض مستويات سطح البحر إلى إغلاق مضيق تورغاي عبر بحر أوبيك، الذي كان يفصل آسيا عن أوروبا في السابق. وقد سمح هذا للثدييات الآسيوية، مثل والكركدنياتوالمجترات، بدخول أوروبا وبالتالي دفع الأنواع المتوطنة إلى الانقراض.[87] حدثت تحولات حيوانية أصغر حجماً بالتزامن مع حدث Oi2 ونحو نهاية الأوليغوسيني.[92] حدث تنوع كبير في الثدييات في أوراسيا، بما في ذلك حيوانات الإندريكوثير العملاقة، التي وصل ارتفاعها إلى 6 أمتار عند الكتف ووزنها إلى 20 طناً. كان حيوان الباراسيراثيريم أحد أكبر الثدييات البرية التي وطأت الأرض على الإطلاق.[93] ومع ذلك، كانت حيوانات الإندريكوثير استثناءً للاتجاه العام الذي كان سائداً بين ثدييات الأوليغوسيني، وهو أن تكون أصغر حجماً بكثير من نظيراتها في الإيوسيني.[72] في منتصف الأوليغوسيني ظهرت في أوراسيا أقدم الغزلان والزرافات والخنازير والماشية.[87] ظهر أول سنوري الذي يدعى بروايلورس في آسيا في أواخر الأوليغوسيني، ثم انتشر إلى أوروبا.[94]
كانت إفريقيا معزولة نسبيًا واحتفظت بحيواناتها المستوطنة. وشملت هذه الحيوانات المستودونات، والوبريات، والأرسينويات، وأشكالًا عتيقة أخرى.[87] كانت مصر في الأوليغوسيني بيئة من الدلتا الحرجية الخصبة.[98] ومع ذلك، شهد الأوليغوسيني المبكر انخفاضًا كبيرًا في تنوع العديد من السلالات الثديية الإفروعربية، بما في ذلك ضباعيات الأسنان، والرئيسيات، وقوارض شيهميات الفكوالشذيليات.[99]
خلال الأوليغوسيني، انهار مركز التنوع البيولوجي البحري التيثسي مع تقلص محيط تيثس. أصبحت البحار المحيطة بجنوب شرق آسيا وأستراليا المركز الجديد المهيمن للتنوع البيولوجي البحري.[100] 97% من أنواع الحلزون البحري، و89% من المحار، و50% من شوكيات الجلد على ساحل الخليج لم تنجُ بعد بداية الأوليغوسيني. وتطورت أنواع جديدة، لكن التنوع العام انخفض. هاجرت الرخويات التي تعيش في المياه الباردة حول حافة المحيط الهادئ من ألاسكاوسيبيريا.[87] وكانت الحيوانات البحرية في محيطات الأوليغوسيني تشبه الكائنات الحالية، مثل ذوات الصدفتين. وفي الأوليغوسيني أيضا ظهرت الديدان الهدبية الكلسية.[101]
شهد الأوليغوسيني ظهور أسماك الببغاء، مع انتقال مركز التنوع البيولوجي البحري من تيثيس الأوسط شرقًا إلى المحيط الهادئ الهندي.[102] ويُعدّ السجل الأحفوري للثدييات البحرية خلال هذه الفترة غير مكتمل إلى حد ما، وأقل شهرة مقارنة فترتي الإيوسينيوالميوسيني، ومع ذلك فقد تم العثور على بعض الأحافير. كانت الحيتان البالينيةوالحيتان المسننة قد بدأت بالظهور، بينما بدأت أسلافها من الحيتان القديمة (Archaeoceti) بالتناقص في التنوع بسبب افتقارها لتقنية الصدى الصوتي، وهي أداة كانت مفيدة جدًا مع ازدياد برودة الماء وتعكره، ومن العوامل الأخرى التي ساهمت في تراجعها التغيرات المناخية والتنافس مع الحوتيات الحديثة وأسماك قرش القداس، التي ظهرت أيضًا في هذه الفترة. ويُعرف من هذالفترة أيضًا المدعمات المبكرة، مثل البيهيموتوبس (Behemotops). أما زعنفيات الأقدام (مثل الفقمات وأسود البحر)، فقد ظهرت قرب نهاية هذه الفترة من سلف شبيه بثعلب الماء.[103]
يشهد الأوليغوسيني بدايات دوران المحيطات الحديث، حيث تسببت الزحزحة التكتونية في فتح وإغلاق ممرات المحيطات. كان تبريد المحيطات قد بدأ بالفعل عند الحد الفاصل بين الإيوسيني والأوليغوسيني،[104] واستمرت في التبريد مع تقدم الأوليغوسيني. قد يكون تشكل الصفائح الجليدية الدائمة في القارة القطبية الجنوبية خلال الأوليغوسيني المبكر والنشاط الجليدي المحتمل في القطب الشمالي قد أثر على هذا التبريد المحيطي، على الرغم من أن مدى هذا التأثير لا يزال موضع خلاف كبير.
تأثيرات البوابات المحيطية على الدورة
لعبت البوابات المحيطية دورًا حيويًا في إعادة تشكيل التيارات المحيطية خلا الأوليجوسيني. فتح ممر دريك؛ فتح بوابة تسمانيا وإغلاق طريق تيثيس البحري؛ إلى جانب التكوين النهائي لسلسلة جبال جرينلاند-آيسلندا-جزر فارو؛ مع تحول القارات إلى شكل أكثر حداثة، حدث الشيء نفسه لدوران المحيطات.[105]
ممر دريك
التغيرات المحيطية التي تحيط بالقارة القطبية الجنوبية خلال الإيوسيني-الأوليغوسيني
يقع ممر دريك بين أمريكا الجنوبية والقارة القطبية الجنوبية. وبمجرد أن انفتح ممر تسمانيا بين أستراليا والقارة القطبية الجنوبية، لم يبقَ ما يمنع القارة القطبية الجنوبية من أن تصبح معزولة تمامًا عن طريق المحيط الجنوبي سوى اتصالها بأمريكا الجنوبية. مع تحرك قارة أمريكا الجنوبية شمالًا، انفتح ممر دريك، مما مكّن من تشكّل التيار القطبي للقطب الجنوبي (ACC)، الذي كان سيحافظ على دوران المياه الباردة حول القارة القطبية الجنوبية، ويعزز تشكّل مياه قاع القارة القطبية الجنوبية (ABW).[105][106] مع تركيز المياه الباردة حول القارة القطبية الجنوبية، انخفضت درجات حرارة سطح البحر، وبالتالي درجات حرارة القارات. بدأ التجلد في القارة القطبية الجنوبية خلال أوائل الأوليغوسيني،[107] وكان تأثير فتح ممر دريك على هذا التجلد موضوعًا للكثير من الأبحاث. ومع ذلك، لا يزال هناك بعض الجدل حول التوقيت الدقيق لفتح الممر، سواء حدث في بداية الأوليغوسيني أو قرب نهايته. ومع ذلك، تتفق نظريات عدة على أنه عند حدود الإيوسيني/الأوليغوسيني (E/O)، كان هناك تدفق ضحل بين أمريكا الجنوبية والقارة القطبية الجنوبية، مما سمح ببدء تيار قطبي جنوبي.[108]
ينبع من قضية توقيت فتح ممر دريك الخلاف حول مدى تأثير فتح هذا الممر على المناخ العالمي. في حين خلص الباحثون الأوائل إلى أن نشوء التيار القطبي للقطب الجنوبي كان ذا أهمية كبيرة، وربما كان حتى العامل المحفّز لتجلد القارة القطبية الجنوبية[105] وما تبعه من تبريد عالمي، أشارت دراسات أخرى إلى أن إشارة نظير الأكسجين δ18O قوية جدًا بحيث لا يمكن أن يكون التجلد هو العامل الرئيسي وراء التبريد.[108] من خلال دراسة رواسب المحيط الهادئ، أظهر باحثون آخرون أن الانتقال من درجات حرارة محيطات الإيوسيني الدافئة إلى درجات حرارة محيطات الأوليغوسيني الباردة استغرق 300,000 عام فقط،[104] مما يشير بقوة إلى أن ردود الفعل وعوامل أخرى غير التيار القطبي للقطب الجنوبي كانت جزءًا لا يتجزأ من التبريد السريع.[104]
إن أحدث وقت مُفترض لفتح ممر دريك هو بداية الميوسيني.[104] على الرغم من التدفق الضحل بين أمريكا الجنوبية والقارة القطبية الجنوبية، لم يكن هناك فتحة مياه عميقة كافية للسماح بتدفق كبير يؤدي إلى تكوين تيار قطبي جنوبي حقيقي. لو حدث الفتح في وقت متأخر كما هو مُفترض، لما كان لتيار القطب الجنوبي القطبي تأثير يُذكر على تبريد أوائل الأوليغوسيني، لأنه لم يكن موجودًا أصلًا.
يأقدم وقت مفترض لفتح ممر دريك هو حوالي 30 مليون سنة مضت.[104] وإحدى المشكلات المحتملة المتعلقة بهذا التوقيت كانت الحطام القاري الذي يعيق الممر البحري بين الصفيحتين المعنيتين. وقد أظهرت دراسة حديثة أن هذا الحطام، إلى جانب ما يُعرف بمنطقة صدع شاكلتون، حديث العهد نسبيًا، إذ يبلغ عمره حوالي 8 ملايين سنة فقط.[106] وخلصت الدراسة إلى أن ممر دريك كان سيُتاح له تدفق كبير للمياه العميقة قبل حوالي 31 مليون سنة. وكان من شأن ذلك أن يسهل بداية مبكرة للتيار القطبي الجنوبي. وهناك بعض الأدلة على حدوثه قبل ذلك بكثير، خلال أوائل الإيوسيني.[109]
ممر تاسمانيا
حسب الورقة العلمية كانت البوابة المحيطية الرئيسية الأخرى التي انفتحت خلال هذه الفترة هي بوابة تاسمان، أو تاسمانيا، بين أستراليا والقارة القطبية الجنوبية. وكان الإطار الزمني لانفتاح هذا الممر أقل جدلاً مقارنة بممر دريك، ويُعتبر عمومًا أنه حدث منذ حوالي 34 مليون سنة. ومع اتساع البوابة، ازدادت قوة التيار القطبي الجنوبي.
ممر تيثس البحري
لم يكن ممر تيثس البحري بوابةً، بل كان بحرًا قائمًا بذاته. كان لانغلاقه خلال الأوليغوسيني تأثيرٌ كبير على كلٍّ من دوران المحيطات والمناخ.[110] وقد أدت اصطدامات الصفيحة الأفريقية بالصفيحة الأوروبية، وشبه القارة الهندية بالصفيحة الآسيوية، إلى قطع ممر تيثيس البحري الذي كان يوفر دورانًا محيطيًا في خطوط العرض المنخفضة. وقد أدى انغلاق تيثيس إلى ظهور جبال جديدة (سلسلة جبال زاغروس)، وسحب المزيد من ثاني أكسيد الكربون من الغلاف الجوي، مما ساهم في تبريد العالم.[111]
جرينلاند - أيسلندا - جزر فارو
ساهم الانفصال التدريجي لتكتل القشرة القارية وتعمق التلال التكتونية في شمال الأطلسي والتي ستُشكّل لاحقًا غرينلاند وأيسلندا وجزر فارو في زيادة تدفق المياه العميقة في تلك المنطقة.[107] سيتم تقديم المزيد من المعلومات حول تطور المياه العميقة لشمال الأطلسي في الأقسام التالية.
تبريد المحيط
توجد الأدلة على التبريد الشامل للمحيطات خلال الأوليغوسيني بشكل رئيسي في مؤشرات النظائر. كما يمكن دراسة أنماط الانقراض[112] وأنماط هجرة الأنواع[113] للحصول على رؤى حول ظروف المحيط. لفترة من الزمن، كان يُعتقد أن تجلد القارة القطبية الجنوبية ربما ساهم بشكل كبير في تبريد المحيط، إلا أن الأدلة الحديثة تميل إلى إنكار ذلك.[106][114]
المياه العميقة
إعادة تصور/إحياء لشكل حوت أغلاوسيتوس موريني (Aglaocetus moreni)
تشير الأدلة النظائرية إلى أنه خلال الأوليغوسيني المبكر، كان المصدر الرئيسي للمياه العميقة هو شمال المحيط الهادئوالمحيط الجنوبي. ومع غرق سلسلة جبال جرينلاند-أيسلندا-فارو، وبالتالي ربط بحر النرويج-جرينلاند بالمحيط الأطلسي، بدأت المياه العميقة في شمال الأطلسي تلعب دورًا أيضًا. وتقترح النماذج الحاسوبية أنه بمجرد حدوث ذلك، بدأ الدوران الحراري الملحي يأخذ شكلاً أكثر حداثة.[110]
تتمثل الأدلة على بداية تكوّن المياه العميقة الباردة في شمال الأطلسي خلال أوائل الأوليغوسيني في بداية ترسب انجرافات الرواسب في شمال الأطلسي، مثل انجرافات "فيني" وجنوب شرق جزر فارو.[107]
بدأ تبريد المياه العميقة في المحيط الجنوبي بشكل أكيد بعد الانفتاح الكامل لممر تاسمان وممر دريك.[106] وبغض النظر عن التوقيت الذي حدث فيه انفتاح ممر دريك، فإن تأثيره على تبريد المحيط الجنوبي كان سيكون متماثلًا.
^Haines, Tim; Walking with Beasts: A Prehistoric Safari, (New York: Dorling Kindersley Publishing, Inc., 1999)
^Beyrich (نوفمبر 1854). "Über die Stellung der hessische Tertiärbildungen" [On the position of the Hessian Tertiary formations]. Verhandlungen Köngliche Preussischen Akademie Wissenschaft Berlin [Proceedings of the Royal Prussian Academy of Sciences at Berlin]: 640–666. مؤرشف من الأصل في 2024-12-03. From p. 664: "Der neue Name Oligocän mag sich zwischenstellen zwischen das ältere Eocän und das jüngere Miocän." (The new name Oligocene may be interposed between the older Eocene and the younger Miocene.)
^ ابTorsvik، Trond H.؛ Cocks، L. Robin M. (2017). Earth history and palaeogeography. Cambridge, United Kingdom: Cambridge University Press. ص. 241–245. ISBN:9781107105324.
^Denk، Thomas؛ Grímsson، Friðgeir؛ Zetter، Reinhard؛ Símonarson، Leifur A. (2011). "The Biogeographic History of Iceland – the North Atlantic Land Bridge Revisited". Late Cainozoic Floras of Iceland. Topics in Geobiology. ج. 35. ص. 647–668. DOI:10.1007/978-94-007-0372-8_12. ISBN:978-94-007-0371-1.
^Rousse، Stephane؛ Duringer، Philippe؛ Stapf، Karl R. G. (يوليو 2012). "An exceptional rocky shore preserved during Oligocene (Late Rupelian) transgression in the Upper Rhine Graben (Mainz Basin, Germany): OLIGOCENE ROCKY SHORE". Geological Journal. ج. 47 ع. 4: 388–408. DOI:10.1002/gj.1349. S2CID:129895800.
^DeCelles، Peter G.؛ Quade، Jay؛ Kapp، Paul؛ Fan، Majie؛ Dettman، David L.؛ Ding، Lin (يناير 2007). "High and dry in central Tibet during the Late Oligocene". Earth and Planetary Science Letters. ج. 253 ع. 3–4: 389–401. Bibcode:2007E&PSL.253..389D. DOI:10.1016/j.epsl.2006.11.001.
^Coxall، H.K.؛ Pearson، P.N. (2007). "The Eocene–Oligocene Transition". في Williams، M.؛ Haywood، A.M.؛ Gregory، F.J.؛ Schmidt، D.N. (المحررون). Deep-Time Perspectives on Climate Change: Marrying the Signal from Computer Models and Biological Proxies. The Micropalaeontological Society, Special Publications. London: The Geological Society. ص. 351–387.
^Katz، Miriam E.؛ Miller، Kenneth G.؛ Wright، James D.؛ Wade، Bridget S.؛ Browning، James V.؛ Cramer، Benjamin S.؛ Rosenthal، Yair (مايو 2008). "Stepwise transition from the Eocene greenhouse to the Oligocene icehouse". Nature Geoscience. ج. 1 ع. 5: 329–334. Bibcode:2008NatGe...1..329K. DOI:10.1038/ngeo179.
^Miller، K. G.؛ Browning، J. V.؛ Aubry، M.-P.؛ Wade، B. S.؛ Katz، M. E.؛ Kulpecz، A. A.؛ Wright، J. D. (1 يناير 2008). "Eocene-Oligocene global climate and sea-level changes: St. Stephens Quarry, Alabama". Geological Society of America Bulletin. ج. 120 ع. 1–2: 34–53. Bibcode:2008GSAB..120...34M. DOI:10.1130/B26105.1.
^Dupont-Nivet، Guillaume؛ Krijgsman، Wout؛ Langereis، Cor G.؛ Abels، Hemmo A.؛ Dai، Shuang؛ Fang، Xiaomin (فبراير 2007). "Tibetan plateau aridification linked to global cooling at the Eocene–Oligocene transition". Nature. ج. 445 ع. 7128: 635–638. DOI:10.1038/nature05516. PMID:17287807. S2CID:2039611.
^Eldrett، James S.؛ Greenwood، David R.؛ Harding، Ian C.؛ Huber، Matthew (يونيو 2009). "Increased seasonality through the Eocene to Oligocene transition in northern high latitudes". Nature. ج. 459 ع. 7249: 969–973. Bibcode:2009Natur.459..969E. DOI:10.1038/nature08069. PMID:19536261. S2CID:4365115.
^ ابRetallack، G.J. (1983). "Late Eocene and Oligocene paleosols from Badlands National Park, South Dakota". Geological Society of America Special Paper. ج. 193. ISBN:9780813721934.
^ ابZanazzi، Alessandro؛ Kohn، Matthew J.؛ MacFadden، Bruce J.؛ Terry، Dennis O. (فبراير 2007). "Large temperature drop across the Eocene–Oligocene transition in central North America". Nature. ج. 445 ع. 7128: 639–642. DOI:10.1038/nature05551. PMID:17287808. S2CID:4301193.
^Lyle، Mitchell؛ Gibbs، Samantha؛ Moore، Theodore C.؛ Rea، David K. (2007). "Late Oligocene initiation of the Antarctic Circumpolar Current: Evidence from the South Pacific". Geology. ج. 35 ع. 8: 691. Bibcode:2007Geo....35..691L. DOI:10.1130/G23806A.1.
^Francis، J.E.؛ Marenssi، S.؛ Levy، R.؛ Hambrey، M.؛ Thorn، V.C.؛ Mohr، B.؛ Brinkhuis، H.؛ Warnaar، J.؛ Zachos، J.؛ Bohaty، S.؛ DeConto، R. (2008). "Chapter 8 From Greenhouse to Icehouse – The Eocene/Oligocene in Antarctica". Developments in Earth and Environmental Sciences. ج. 8: 309–368. DOI:10.1016/S1571-9197(08)00008-6. ISBN:9780444528476.
^Escudero، Marcial؛ Hipp، Andrew L.؛ Waterway، Marcia J.؛ Valente، Luis M. (يونيو 2012). "Diversification rates and chromosome evolution in the most diverse angiosperm genus of the temperate zone (Carex, Cyperaceae)". Molecular Phylogenetics and Evolution. ج. 63 ع. 3: 650–655. DOI:10.1016/j.ympev.2012.02.005. PMID:22366369.
^Floyd، Andrea E. (2007). "Evolution of the equine digit and its relevance to the modern horse". Equine podiatry. Philadelphia, Pa.: Elsevier Saunders. ISBN:9781416064596.
^Saarinen، Juha؛ Mantzouka، Dimitra؛ Sakala، Jakub (2020). "Aridity, Cooling, Open Vegetation, and the Evolution of Plants and Animals During the Cenozoic". Nature through Time. Springer Textbooks in Earth Sciences, Geography and Environment. ص. 83–107. DOI:10.1007/978-3-030-35058-1_3. ISBN:978-3-030-35057-4. S2CID:226435040.
^ ابجVia، Rachael؛ Thomas, D. (يونيو 2006). "Evolution of Antarctic thermohaline circulation: Early Oligocene onset of deep-water production in the North Atlantic". Geology. ج. 34 ع. 6: 441–444. Bibcode:2006Geo....34..441V. DOI:10.1130/G22545.1.
^ ابKatz، M؛ Cramer, B.؛ Toggweiler, J.؛ Esmay, G.؛ Liu, C.؛ Miller, K.؛ Rosenthal, Y.؛ Wade, B.؛ Wright, J. (مايو 2011). "Impact of Antarctic Circumpolar Current development on late Paleogene ocean structure". Science. ج. 332 ع. 6033: 1076–1079. Bibcode:2011Sci...332.1076K. DOI:10.1126/science.1202122. PMID:21617074. S2CID:22335538.
^ ابvon der Heydt، Anna؛ Dijkstra، Henk A. (مايو 2008). "The effect of gateways on ocean circulation patterns in the Cenozoic". Global and Planetary Change. 1–2. ج. 62 ع. 1–2: 132–146. Bibcode:2008GPC....62..132V. DOI:10.1016/j.gloplacha.2007.11.006.
^Green، William؛ Hunt, G.؛ Wing, S.؛ DiMichele, W. (2011). "Does extinction wield an axe or pruning shears? How interactions between phylogeny and ecology affect patterns of extinction". Paleobiology. ج. 37 ع. 1: 72–91. Bibcode:2011Pbio...37...72G. DOI:10.1666/09078.1. S2CID:55150020.
^Bosellini، Francesca؛ Perrin, Christine (فبراير 2008). "Estimating Mediterranean Oligocene–Miocene sea surface temperatures: An approach based on coral taxonomic richness". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 1–2. ج. 258 ع. 1–2: 71–88. Bibcode:2008PPP...258...71B. DOI:10.1016/j.palaeo.2007.10.028.
^Hay، William؛ Flogel, S.؛ Soding, E. (سبتمبر 2004). "Is initiation of glaciation on Antarctica related to a change in the structure of the ocean?". Global and Planetary Change. 1–3. ج. 45 ع. 1–3: 23–33. Bibcode:2005GPC....45...23H. DOI:10.1016/j.gloplacha.2004.09.005.
_(Oligocene;_Argentina)_(32313481396).jpg)
_(Middle_Oligocene;_Nebraska,_USA)_3_(32791323412).jpg)
