//////

Chemia i środowisko

PORÓWNANIE KRZYWYCH

Porównali krzywe insolacji Milankovicia z krzywymi poziomu morza otrzymanymi na podstawie analizy koralowców (np. Chen i in.,, wykazując, że nie korespondują one ściśle ze sobą. W szczególności poziom morza był tak wysoki jak obecnie 6000-4000 lat przed maksimum insolacji, które nastąpiło 125 000 lat temu. Sugeruje się, że wcześniejszy wzrost poziomu morza był spowodowany przez największe nachylenie osi, które poprzedzało maksimum precesji, wartości precesji przed tym maksimum były wyższe od obecnych. Dane te wskazują, że zmienność cykli Milankovicia i reakcja środowiska nie są zgodne w fazie. Burkle (1993) wiązał podnoszenie się poziomu morza w czwartorzędzie z rozpadem i topnieniem lądolodów: zachodnioantarktycz- nego i grenlandzkiego.

KRZYWA POZIOMU ZMIAN

Chappell i Shackleton (1986) opisali krzywą zmian poziomu morza w ciągu ostatnich 140000 lat otrzymaną na podstawie analizy raf koralowych w okolicy półwyspu Huan na Nowej Gwinei. Rezultaty, które mogą być reprezentatywne dla globalnych zmian poziomu morza w czwartorzędzie; wynika z niego, że wysoki poziom morza wystąpił podczas piętra izotopów tlenu 5e. Chappell i Shackleton oszacowali, że poziom morza był w interglacjale ok. 6 m wyż­szy od obecnego, a podczas maksimum ostat­niego zlodowacenia ok. 18000 lat temu był ok. 130 m niższy niż dzisiaj. Inna praca Shackletona (1987), oparta na analizie za­wartości izotopów tlenu w otwomicach w osa­dach głębokomorskich, potwierdza ogólny kierunek zmian poziomu morza, ale su­geruje, że podczas ostatniego zlodowacenia był on jeszcze o 20 m niższy . Istnieje również zgodność między fluktuacjami poziomu morza odtworzonymi na podstawie danych z Morza Karaibskiego, Pacyfiku, Japonii i Timoru. Wydaje się, że okresowość zmian poziomu morza jest ściśle związana z okre­sowością wymuszających czynników astro­nomicznych.

WYSOKIE STANY MORZA

Wysokie stany morza występowały 233000, 213 000, 125000 i 100000 lat temu, czyli odpowiednio w piętrze izotopów tlenu 7 (233000 i 213000 lat temu), 5e i 5c. Wszystkie te piętra to okresy ciepłe. Nie ma dowodów na wy­soki poziom morza 195 000 i 80000 lat temu (w piętrach izotopów tlenu 7a i 5a). Ten ostatni odkryli np. Muhs i in. (1994) na pacyficznym wybrzeżu Ameryki Północnej. Datowanie metodą uranową na podstawie ba­dań koralowców pozwoliło ustalić, że w co najmniej pięciu obszarach w rejonie rozciągającym się od Oregonu po Półwysep Kalifornijski powstały tarasy morskie. W opra­cowaniu tym wspomniano również o tarasach utworzonych w okresie maksymalnego poziomu morza 125 000 lat temu w ośmiu innych miejscach.

METODA URANOWA

Metodę uranową zastosowano ró­wnież do datowania nacieków kalcytowych z jaskini na obecnie zalanych wybrzeżach. Lundberg i Ford (1994) twierdzą, że „nacieki pełnią rolę wskaźników odczytu”, ponieważ nacieki narastały w okresie, gdy jaskinie były wynurzone, a ich wzrost ustawał podczas zalania jaskini, tworząc hiatusy. Lun­dberg i Ford, badając warstwy nacieków w jaskini Lucayan na wyspie Wielka Bahama, uzyskali krzywą poziomu morza z okresu ostatnich 300000 lat. Przedstawia ją rys. Pokazuje ona silną korelację między morskim zapisem izotopowym a wahaniami poziomu morza. Jest to ważny dowód, po­nieważ datowanie metodą uranową jest nie­zależne od zmian poziomu morza.

BADANIE POZIOMU MORZA

Dla stratygrafii osadów głębokomorskich, globalnej objętości lodu i ustalenia ogólnego zarysu przebiegu zmian środowiska w czwartorzędzie glacjoeustatyczne wahania poziomu morza mają szczególne znaczenie. Poniżej podano niektóre dowody takich zmian.Istnieje niewiele danych dotyczących zmian poziomu morza we wczesnym i środkowym czwartorzędzie. Wiele uwagi poświęcono na­tomiast badaniu zmian poziomu morza w pię­trze izotopów tlenu 5e, ponieważ, jako ostatni interglacjał, może być pożyteczny dla porównań z obecnym interglacjałem, a także dla okresu 18000-10000 lat temu, gdy dobiegało końca ostatnie zlodowacenie i poziom morza się podnosił. Ostatnio przeprowadzono liczne ba­dania koralowców, których datowanie stało się możliwe dzięki wprowadzeniu metody uranowej. Należą do nich prace Chena i in. (1991) dla Bahamów, Barda i in. (1990) dla Barbadosu i Ludwiga i in. (1991) dla Hawajów.

ZMIANY POZIOMU MORZA

Gdy w wysokich szerokościach geograficznych tworzą się roz­ległe lądolody, obszary lądowe pod nimi obniżają się pod ich ciężarem, a podnoszą, gdy lód ulega stopieniu. Wahania poziomu mórz, które są konsekwencją zmiany objętości wody w oceanach, nazywają się zmianami eustatycznymi, a spowodowane tworzeniem i recesją lodowca glacjalno-eustatycznymi. Izostatyczne zmiany poziomu morza są nato­miast spowodowane przystosowywaniem się skorupy ziemskiej do ciężaru nagromadzonego lodu. Mamy liczne dowody występowania izostatycznych i eustatycznych wahań poziomu morza i często trudno je rozróżnić. Donner omawia szczegółowo zmiany poziomu morza w Skandynawii, ciekawe uwagi na ten temat można znaleźć również u Lambecka i Nakady (1992).

LAS DESZCZOWY

Las deszczowy został wówczas wyparty przez otwarty las zdominowany przez eukaliptusy, choć, z uwagi na brak synchroniczności zmian w różnych stanowiskach, istnieją pewne przesłanki, że proces ten został wywołany działalnością człowieka, np. wypalaniem lasu przez abory­genów.Większość faktów związanych ze zmianami poziomu morza jest odnoszona do czynników astronomicznych wpływających na zmianę klimatu (cykle Milankovicia). Procesy atmo­sferyczne decydują zarówno o rozkładzie i transporcie energii cieplnej, jak i globalnym cyklu hydrologicznym. Występujące na prze­mian okresy zimne i ciepłe (glacjały i inter­glacjały) powodują ogromne zmiany w świato­wych zbiornikach wody. W miarę jak lodowce rozrastają się i zanikają, wahaniom ulega objętość wody w oceanach, powodując spadek lub wzrost poziomu mórz.

ŚLADY ZMIAN ŚRODOWISKA

Ślady zmian środowiska w okresach glacjałów stwierdzono również w innych ob­szarach niskich szerokości geograficznych, m.in. w Indonezji i podzwrotnikowej części Australii. Analiza pyłkowa przeprowadzona przez Hope’a Tulipa (1994) dla rdzenia z bagien nizinnych w północnej części Nowej Gwinei obejmuje ostatnie 60 000 lat. W tym czasie przeważał las górski, ale odkryto znaczącą domieszkę pyłku roślin charakterystycznych dla dużych wysokości w pewnych okresach, np. w maksi­mum ostatniego zlodowacenia od 25000 do 10500 lat temu. Według Hope’a i Tulipa taka zmiana w proporcjach pyłków świadczy o spadku temperatury o 3-4°C. W niedalekiej Australii, na podstawie badań osadów przybrzeżnych i analizy pyłkowej z dwóch kraterów wulkanicznych na wyżynie Atherton w Queenslandzie, Kershaw (1994) określił zmiany środowiska podczas ubiegłych min lat.

ZMIANY PODOBNEJ SKALI

Zmiany podobnej skali od­zwierciedla analiza pyłkowa osadów z jeziora Tulane na Florydzie (Grimm i in., 1993; Watts i Hansen, 1994). W szczególności zmiany ilości pyłku sosny (Pinus) przebiegają syn­chronicznie do zmian klimatu. Obfitość pyłku sosny wskazuje na klimat bardziej wilgotny niż podczas okresów zdominowanych przez pyłki dębu (Quercus), ambrozji (Ambrosia) i kaliny koralowej. Maksima zawartości pyłku sosny odpowiadają wydarzeniom Heinricha rozpoznanym w rdzeniach osadów głębokomor­skich (), choć nie wiadomo jeszcze, jaki związek istnieje między tworzeniem się gór lodowych na północnym Atlantyku a zmianami klimatu powodującymi powstanie na Florydzie wilgotnego reżimu sprzyjającego rozwojowi lasu zdominowanego przez sosnę.