REKLAMA


 

REKLAMA


 

Ziarna pyłku roślinności środkowomioceńskiej zawarte w węglu brunatnym Ziarna pyłku roślinności środkowomioceńskiej zawarte w węglu brunatnym Archiwum autorki

Ciepło i zimno zapisane w skałach

Dynamika zmian klimatycznych, jakie są obserwowane od początku epoki przemysłowej, sprawia, że naukowcy poważnie zastanawiają się, czy na globalne ocieplenie ma wpływ człowiek. Tymczasem nie są one zjawiskiem nowym, a tym bardziej wyjątkowym. Można to wyczytać ze zwierzęcych i roślinnych skamieniałości.


Slodkowska_Barbara

Autorką tekstu jest
dr Barbara Słodkowska

Państwowy Instytut Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy
e-mail: barbara.slodkowska @pgi.gov.pl 

 

Dr Barbara Słodkowska jest adiunktem w PIG-PIB w Programie Zmiany Klimatu i Środowiska. Zajmuje się badaniami palinologicznymi utworów paleogenu i neogenu, w tym węgla brunatnego, które są wykorzystywane do ustalenia stratygrafii osadów, odtwarzania paleoflory, a także rekonstrukcji paleoklimatycznych. W kręgu jej zainteresowań jest też analiza szczątków roślinnych zawartych w bursztynie bałtyckim.  

 


Klimat dawniejszych epok geologicznych jest zapisany w skałach osadowych. Sole, gipsy, pokłady węgla czy utwory lodowcowe wskazują na warunki, jakie panowały, kiedy te osady powstawały. Zespół skamieniałości zwierzęcych i roślinnych, który się często zachowuje w tych utworach, dostarcza bardziej szczegółowych informacji o cechach klimatu poprzez porównanie z wymaganiami klimatycznymi współczesnych ekosystemów.

 

Cieplej już było

 

Na przykładzie osadów powstałych w czasie paleogenu i neogenu można przeanalizować fakty świadczące o znacznych zmianach klimatycznych, jakie zachodziły od 66 do 2,6 mln lat temu. Te zjawiska miały skalę globalną, a ich głównym czynnikiem sprawczym były procesy geotektoniczne: dryft kontynentów, trzęsienia Ziemi, wybuchy wulkanów. W ich efekcie nagromadzone na dnie oceanów hydraty metanu były uwalniane do wody morskiej, a następnie przedostawały się do atmosfery, wzmacniając efekt cieplarniany. Stężenie gazów cieplarnianych – pary wodnej, metanu i dwutlenku węgla – we wczesnym paleogenie było dziesięciokrotnie wyższe niż obecnie, panował wówczas klimat tropikalny i subtropikalny. Nie zaznaczała się przy tym strefowość klimatyczna. Te globalne dane zostały uzyskane dzięki zapisowi zmian zawartości izotopu δ18O w skorupkach otwornic bentonicznych – morskich organizmów jednokomórkowych. W zapisie kopalnym zjawisko efektu cieplarnianego zostało zarejestrowane w osadach eocenu wysokich szerokości geograficznych (obszary okołobiegunowe), gdzie są znajdowane szczątki roślin wysokociepłolubnych (tropikalnych i subtropikalnych) zarówno w makro-, jak i mikroflorze.

 

Na późniejszy spadek zawartości gazów cieplarnianych miały wpływ czynniki geotektoniczne, m.in. oddzielenie barierą lądową Morza Arktycznego od wód oceanu światowego w eocenie środkowym. Rzeki spływające z otaczających lądów spowodowały wysłodzenie zbiornika Arktycznego i zasiedlenie jego wód przez paproć wodną z rodzaju Azolla, która związała nadmiar atmosferycznego CO₂. Jego znaczny spadek – z 3500 do 650 ppm – miał wpływ na obniżenie temperatury wód powierzchniowych z 13oC do -2oC. Kolejnym impulsem prowadzącym do ochłodzenia było oddzielenie kontynentu Ameryki Południowej od Antarktydy, powstanie Cieśniny Drake’a i utworzenie się zimnego prądu wokółantarktycznego, który stanowił barierę termiczną dla ciepłych mas powietrza i prądów morskich od północy. Również na półkuli północnej coraz częściej zaczęły się pojawiać sezonowe dryfujące góry lodowe, co powodowało dalsze ochłodzenie. Na przełomie eocenu i oligocenu nastąpił koniec epoki bez pokryw lodowych, czyli greenhouse.

 

Ku ochłodzeniu

 

Na te zmiany klimatu najszybciej zareagowała roślinność, zmieniając swój skład i charakter. Pojawiły się np. rośliny zrzucające liście w okresie zimowym. I choć nadal dominowały rośliny ciepłolubne, to gatunki tropikalne występowały sporadycznie. Zapanował czas icehouse z początkowo efemerycznymi, a potem permanentnymi lodowcami.

 

W późnym paleogenie i neogenie notuje się również wahania klimatyczne, ale są one znacznie mniejszej amplitudy niż we wczesnym paleogenie. Roślinność tego czasu była zbliżona do współczesnej ze strefy subtropikalnej i ciepłoumiarkowanej.

 

           Zapis globalnych zmian zawartości izotopu tlenu (δ18O) w czasie ostatnich 66 mln lat odtworzony ze skorupek otwornic bentosowych (wg Zachos i in. 2001, 2008 – zmodyfikowane) i  korelowane z nimi zmiany klimatu

 

 

W miocenie na półkuli północnej, zwłaszcza na obszarze Niżu Europejskiego, przez ok. 22 mln lat panowały dość stabilne warunki klimatyczne. Wilgotność i temperatura sprzyjały powstawaniu rozległych bagnisk i torfowisk, z których następnie powstały miąższe pokłady węgla brunatnego rozdzielone epizodami, w których węgiel się nie utworzył. Za tę zmienność odpowiadały czynniki geodynamiczne, m.in. subsydencja, kompakcja i ruchy epejrogeniczne. Mioceńskie cykle węglotwórcze zostały dobrze udokumentowane w profilach z Polski zachodniej, gdzie zachowały się wszystkie główne pokłady węgla brunatnego. Zbiorowiska lasu bagiennego, torfowiska i strefa oczeretu (szuwarów) mają zbliżony skład szczątków mikroflory w czasie tworzenia się kolejnych pokładów węgla. Różnice w składzie sporomorf (zarodników i ziarn pyłku) zawartych w poszczególnych pokładach, są zapisane głównie w zbiorowisku lasu mezofilnego otaczającego zbiorniki bagienne oraz torfowiska, i to one rejestrują postępujące zmiany klimatu. Każdy kolejny pokład węgla zawiera coraz mniejszą ilość spor i ziarn pyłku roślin wysokociepłolubnych. Klimat był jednak nadal sprzyjający bujnej wegetacji, wyjściowej dla utworzenia się znacznej ilości torfotwórczej materii roślinnej. Wyniesienie łuku Karpat spowodowało powstanie bariery orograficznej dla dopływu ciepłych i wilgotnych mas powietrza z południa.

 

W późnym miocenie klimat stał się na tyle suchy, że przestały istnieć rozległe bagniska. W klimacie aridalnym (suchym) miała miejsce ekspansja traw, które przystosowały się do zmniejszającej się zawartości atmosferycznego CO₂. Przebudowa geotektoniczna miała także wpływ na zmianę cyrkulacji prądów oceanicznych, nastąpiło zamknięcie korytarza wokółrównikowego, którym prądy morskie prowadziły ciepłe wody. Stopniowo postępujące osuszenie i ochłodzenie spowodowało rozluźnienie pokrywy leśnej i dominację zbiorowisk stepowych u schyłku miocenu i w pliocenie. Zmniejszenie powierzchni leśnych i odsłonięcie jaśniejszego podłoża oraz pojawienie się pokryw lodowych skutkowało odbijaniem się promieni słonecznych od powierzchni Ziemi i zdecydowanie słabszym jej nagrzewaniem. Większa ilość energii słonecznej ulegała odbiciu od białych powierzchni lodu i tym samym przyczyniła się do głębokiego ochłodzenia (wzrost albedo). Pliocen był znacznie chłodniejszy, a skrajnie niekorzystne warunki klimatyczne zapanowały podczas zlodowaceń plejstoceńskich (od ok. 1 mln do 10 tys. lat temu). Ważnymi przyczynami zmian klimatycznych były też zjawiska o charakterze orbitalnym, w tym cykliczne zmiany orbity ziemskiej oraz precesja.

 

Potrzeba umiaru

 

Odnosząc te zjawiska klimatyczne do współczesności, należy pamiętać, że obecnie obserwujemy skrajnie mały, w skali geologicznej, odcinek czasu. Około 150 lat pomiarów meteorologicznych prowadzonych od początku epoki przemysłowej w stosunku do zmian, jakie zachodziły w przeszłości geologicznej Ziemi od momentu jej powstania, czyli przez 4600 mln lat, jest w tej skali czasowej zaledwie „mgnieniem oka” i na tej podstawie trudno jest wysnuwać wnioski globalne.

 

W prognozach przyszłe zmiany klimatyczne są przedstawiane jako bardzo znaczne, mające negatywny wpływ na wszystkie dziedziny życia współczesnego człowieka. A to tylko częściowo jest prawdą, ponieważ ekstremalne zjawiska pogodowe, jakich doświadczamy obecnie, są często mylone z pojęciem globalnego ocieplenia.

 

Nadmiernej emisji gazów cieplarnianych do środowiska nie należy bagatelizować. Trzeba je monitorować i kontrolować. Nie należy jednak przy tym zapominać, że czynnik antropogeniczny może jedynie wzmacniać trendy zmian klimatycznych. Wywoływane są one jednak czynnikami geotektonicznymi i orbitalnymi.

 

 

Chcesz wiedzieć więcej?

Bujak J. (2007). The Azolla Story: Climate Change and Arctic Hydrocarbons. GEO ExPro September 2007, 66-72.
Jahren A.H. (2007). The Arctic Forest of the Middle Eocene. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 35, 509-540.
Kasiński J.R., Piwocki M., Swadowska E., Ziembińska-Tworzydło M. (2010). Charakterystyka węgla brunatnego z miocenu Niżu Polskiego na podstawie wybranych profili. Biul. Państw. Inst. Geol., 439:1, 99-154.
Słodkowska B., Kasiński J.R. (2016). Paleogen i neogen – czas dynamicznych zmian klimatycznych. Przegl. Geol. (64)1, 15-25.


© Academia nr 1 (45) 2016

 

 

Oceń artykuł
(0 głosujących)

Komentarze

O serwisie

Serwis naukowy prowadzony przez zespół magazynu Academia PAN.Academia Zapraszamy do przysyłania informacji o badaniach, aktualnie realizowanych projektach naukowych oraz imprezach popularyzujących naukę.

 

Dla użytkowników: Regulamin

Pliki cookies

Informujemy, że używamy ciasteczek (plików cookies) w celu gromadzenia danych statystycznych, emisji reklam oraz prawidłowego funkcjonowania niektórych elementów serwisu. Pliki te mogą być umieszczane na Państwa urządzeniach służących do odczytu stron, a korzystając z naszego serwisu wyrażacie Państwo zgodę na używanie cookies, zgodnie z aktualnymi ustawieniami przeglądarki.

Więcej informacji o celu używania i zmianie ustawień ciasteczek w przeglądarce: TUTAJ

Wydanie elektroniczne

Kontakt

  • pisz:

    Redakcja serwisu online
    Academia. Magazyn Polskiej Akademii Nauk
    PKiN, pl. Defilad 1, pok. 2110
    (XXI piętro)
    00-901 Warszawa

  • dzwoń:

    tel./fax (+48 22) 182 66 61 (62)

  • ślij:

    e-mail: academia@pan.pl