Morskie piętra izotopowe (MIS)

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.