W początkach badań nad klimatem „epoki lodowej” (czyli plejstocenu) badacze ograniczali się do liczenia zlodowaceń. Miały one odzwierciedlać kolejne ochłodzenia. Niestety, choć pokrywy lodowe tworzą się oczywiście w okresach chłodniejszych, to jednak nie każdy taki czas związany jest z ekspansją lądolodów! Rozbudowa czaszy lodowej zależy bowiem nie tylko od średnich rocznych temperatur, ale również od opadów śniegu, który po upływie lat staje się lodem lodowcowym. To dlatego w epoce plejstoceńskiej miały miejsce ochłodzenia, które nie pozostawiły po sobie zlodowaceń.
Problem ten udało się jednak rozwiązać dzięki wykorzystaniu metod pozwalających na mierzenie zawartości izotopów tlenu w skorupkach organizmów morskich, zwłaszcza otwornic. W okresach cieplejszych, związanych z podwyższeniem temperatury wód oceanów, wzrasta udział lżejszego izotopu tlenu, 16O. Z kolei ochłodzenia związane z tendencją odwrotną – rośnie wówczas udział cięższego izotopu tlenu, 18O. Wydatowanie badanych skorupek otwornic pozwala z kolei na umiejscowienie tych zmian w czasie. W efekcie powstaje krzywa zmian izotopowych. Kolejne badania wykazały powtarzalność takich krzywych. Można je więc wykorzystać do wydzielenia okresów cieplejszych oraz chłodniejszych. W ten sposób powstały morskie piętra izotopowe (inaczej morskie stadia izotopowe, ang. Marine Isotope Stages), określane też jako MIS.
To właśnie morskie piętra izotopowe stanowią obecnie podstawę badań zmian klimatycznych w epoce plejstoceńskiej. Kolejne piętra oznaczane są liczba porządkowymi – MIS 1 odnosi się do współczesności, liczby zwiększają się, gdy cofamy się w przeszłość. Parzyste liczby wskazują na ochłodzenia, podczas gdy nieparzyste – na ocieplenia. To dlatego aktualne ocieplenie holoceńskie oznaczamy jako MIS 1, a najważniejsze zlodowacenia na terenie Polski odpowiednio jako:
- MIS 2 (zlodowacenie Wisły, najmłodsze),
- MIS 6 (zlodowacenie Odry, starsze),
- MIS 12 (zlodowacenie Sanu 2, ostatnie ze zlodowaceń południowopolskich),
- MIS 16 (zlodowacenie Sanu 1; miało ono największy zasięg na terytorium Polski),
- MIS 22 (zlodowacenie Nidy, najstarsze).
Morskie piętra izotopowe są obecnie najlepszym sposobem opisywania zmian klimatycznych epoki plejstoceńskiej. Niestety, w większości podręczników i na stronach internetowych wykorzystywany jest wyłącznie dawny podział, na zlodowacenia oraz interglacjały.
Stosowanie pięter izotopowych ma jedną dodatkową, bardzo ważną zaletę. Kolejne zlodowacenia mają różne nazwy na terenie każdego z krajów europejskich. To dlatego faza leszczyńska zlodowacenia Wisły w Niemczech nosi nazwę fazy brandenburskiej, faza poznańska natomiast – frankfurckiej. Wykorzystanie pięter MIS umożliwia korelację zdarzeń glacjalnych na terenie całego kontynentu.
Podpiętra (interstadiały)
Im bliżej współczesności, tym nasza znajomość dawnych warunków klimatycznych jest lepsza. Również w przypadku zlodowaceń najlepiej zachowane są osady i formy terenu związane z najbliższymi nam czasowo etapami rozwoju pokryw lodowych. To dlatego niektóre z pięter izotopowych możemy podzielić na mniejsze jednostki – podpiętra (interstadiały). Są one oznaczane małymi literami alfabetu łacińskiego znajdującymi się za liczbą reprezentującą piętro. Litera a oznacza najmłodsze podpiętro.
Przykładowo, piętro MIS 5 (reprezentujące ocieplenie) podzielone jest na podpiętra, z których MIS 5e reprezentuje interglacjał eemski, czyli maksimum ocieplenia (optimum klimatyczne). Kolejne podpiętra (5a-5d) to początek ochłodzenia prowadzącego ostatecznie do kolejnego glacjału – zlodowacenia Wisły, które swoje maksimum osiągnęło piętrze MIS 2.
Dlaczego izotopy tlenu pozwalają na badanie dawnego klimatu?
W okresach o podwyższonej średniej temperaturze wód oceanicznych skorupki otwornic zawierają większe ilości lekkiego izotopu tlenu, czyli 16O. Podczas ochłodzeń obserwowana jest tendencja odwrotna. Dlatego parzyste piętra izotopowe (czyli chłodne) można wydzielić na podstawie względnie wyższych zawartości izotopu 18O.
Zmiany zawartości dwóch głównych izotopów tlenu w skorupkach morskich organizmów są zatem zależne od temperatur. Odpowiadają za to następujące czynniki:
- pokrywy śnieżne i lodowe powstają na skutek opadów atmosferycznych; woda znajdująca się w atmosferze zawiera natomiast większą ilość lekkiego izotopu tlenu; odprowadzenie lekkiego izotopu 16O do lodu lodowcowego powoduje wzrost zawartości ciężkiego izotopu 18O w wodach oceanicznych; tlen rozpuszczony w wodzie jest natomiast wykorzystywany przez organizmy żywe, stąd też skład wód znajduje odzwierciedlenie w składzie ich szkieletów,
- powstanie pokryw lodowych nie jest bezwzględnie konieczne, by zmienił się skład izotopowy szkieletów organizmów; pod tym względem badania oparte na piętrach izotopowych górują nad analizą zasięgu lodowców i lądolodów; niskie temperatury wód oceanów powodują bowiem, że organizmy preferują cięższy izotop tlenu, czyli 18O, co również prowadzi do wzrostu jego zawartości w skorupkach.
Ograniczenia metody
Opisany schemat może zostać zaburzony przez różne czynniki. Zwiększone parowanie wody również zmienia stosunki izotopowe (ponieważ cząsteczki wody zawierające lekki izotop 16O łatwiej ulegają ewaporacji). Na szczęście możliwe jest wychwycenie tego efektu, jeśli badania izotopowe prowadzone są równolegle z innymi. Geolodzy są w stanie wskazać miejsca i okresy, w których dochodziło do wzmożonej ewaporacji – na przykład teren centralnej i południowo-zachodniej Polski w permie (powstały wtedy wielkie złoża soli kamiennej).
Inne ograniczenie stosowalności izotopów tlenu wiąże się z wiekiem osadów. Im starsze skały, tym więcej procesów geologicznych zdążyło odcisnąć na nich swoje piętno. Efektem są zmiany stosunków izotopowych. To dlatego morskie piętra izotopowe dobrze sprawdzają się w badaniach zlodowaceń plejstoceńskich, czyli z ostatnich trzech milionów lat, natomiast podczas dalszego cofania się w czasie ich przydatność stopniowo maleje.
Literatura naukowa
- Lisiecki, L. E., M. E. Raymo, 2005. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records, Paleoceanography, 20, PA1003.
- Marks, L., Dzierżek, J., Janiszewski, R., Kaczorowski, J., Lindner, L., Majecka, A. et al., 2016. Quaternary stratigraphy and palaeogeography of Poland. Acta Geologica Polonica, 66, 403-427.
- Spratt, R.M., L.E. Lisiecki, 2016. A late Pleistocene sea level stack. Climate of the Past, 12, 1079-1092.