Zlodowacenie

Prawdopodobne wahania temperatury i opadów w dziejach Ziemi
W ciągu ostatnich 550 mln lat pojawiły się cztery wielkie zlodowacenia, ostatnie w czwartorzędzie
Zrekonstruowana temperatura i okresy zlodowaceń w ostatnich 65 mln lat
Rekonstrukcja temperatury w ostatnich 5 mln lat
Rekonstrukcja temperatury w ostatnich 450 tys. lat
Maksymalny zasięg glacjałów w plejstocenie na terenie Polski
Mapa zlodowaceń północnych Niemiec i krajów sąsiednich. Czerwony: maksymalny zasięg ostatniego zlodowacenia (Weichselian); żółty: zlodowacenie środkowopolskie (Saale) maksymalny zasięg zlodowacenia (etap Drenthe); niebieski: zlodowacenie południowopolskie (Elster) największe ze zlodowaceń na terenie Polski.
Półkula północna podczas maksimum ostatniego zlodowacenia. Utworzenie warstwy pokrywy śnieżnej o grubości od 3 do 4 km spowodowało globalne obniżenie poziomu mórz o ok. 120 m.

Zlodowacenie, in. glacjacja (fr. glaciation, od łac. glacio ‛zamrażam’) – okres, w czasie którego znaczne obszary Ziemi pokryte są lądolodem.

W historii Ziemi okresy lodowcowe występowały kilkukrotnie, również obecnie trwa taki okres, potocznie zwany epoką lodową. Prawdopodobnie w każdym z wielkich zlodowaceń następowały po sobie regularne okresy lodowcowe, w których lód zajmował większe obszary (glacjały) oraz przejściowe okresy, w których lądolód cofał się, ale nie zanikał (interglacjały, obecnie).

Starsze zlodowacenia

O zlodowaceniach przedczwartorzędowych, w prekambrze, karbonie i permie świadczą resztki utworów lodowcowych (np. tillity), zachowane w osadach w Afryce, Australii czy Ameryce Południowej.

Czas w mln latOkresZlodowacenia
2,58–0czwartorzędplejstoceńskie
360–260perm/karbonGondwany na półkuli południowej
460–430ordowik/sylursaharyjskie
585–582ediakarGaskiers
770–635kriogenKaigas, Sturtian*, Marinoan*
2450–2220sider/riakhurońskie

* Zlodowacenie o skali globalnej, tzw. Ziemia-śnieżka.

Zlodowacenia plejstoceńskie

Badania rdzeni lodowych z Antarktydy i Grenlandii dostarczają danych na temat temperatur panujących w plejstocenie, pokazują np. regularny cykl ochłodzeń i ociepleń, zsynchronizowany prawdopodobnie z cyklami Milankovicia.

W czasie plejstocenu klimat ulegał znacznym wahaniom, po fali zimna (glacjale) następowało ocieplenie zwane interglacjałem.

Poszczególne glacjały trwały od 100 do 300 tys. lat. Dzieli się je na jednostki niższej rangi: stadiały i interstadiały, fazy i interfazy oraz glacietapy i interglacietapy. Interglacjały trwały od 15 do 220 tys. lat, były więc bardziej nieregularne i charakteryzowały się różnymi średnimi temperaturami. Podczas plejstocenu nawroty zimna rangi glacjału miały miejsce co najmniej 3–4 razy, do około 9 razy. Z zapisów rdzeni lodowych i morskich wiadomo o około 50 epizodach w ciągu plejstocenu rangi glacjału, ale nie każdy był okresem stricte glacjalnym.

Brak zlodowaceń

W erze mezozoicznej (186 milionów lat) oraz w długich przedziałach czasu w prekambrze nie odnaleziono śladów zlodowaceń (pomijając ewentualne lokalne zlodowacenia obszarów górskich).

Przebieg zlodowacenia

Podczas glacjału wyróżnić można kilka etapów. W początkowej fazie następuje szybka transgresja lodowca, gdyż klimat szybko oziębia się, następują obfite opady śniegu, który nie topnieje w ciągu lata, lecz gromadzi się, rekrystalizuje w lód lodowcowy, który pod własnym ciężarem rozpływa się na wszystkie strony. Następnie, po krótkim okresie postoju, czoło lodowca może oscylować kilkakrotnie, cofając się i posuwając do przodu, co sprzyja powstawaniu moren czołowych, sandrów oraz wielkich pradolin i jezior morenowych. W ostatniej fazie lądolód ulega regresji, wycofując się z zajętych obszarów, miejscami przekształcając się w tzw. martwy lód. Ponieważ regresja lodowca jest relatywnie szybka, powstają takie utwory polodowcowe jak Morena denna, ozy, kemy, jeziora rynnowe i wytopiskowe. W fazie recesji lądolód może całkowicie zniknąć lub tylko cofnąć się znacznie, po czym często następuje kolejna transgresja, w ten sposób w okresie glacjałów pojawiają się krótsze etapy stadialne.

Przyczyny zlodowaceń

Za główną przyczynę fluktuacji klimatu o randze glacjału uważa się obecnie periodyczne zmiany nasłonecznienia Ziemi związane z cyklami Milankovicia. Główny trend modyfikowany jest przez krótsze zmiany od 10 000 do 1000 lat związane modą cyrkulacji termohalinowej w oceanach, takie jak wydarzenia typu Dansgaard-Oeschger oraz Heinrich. Odgrywają one dominującą rolę w szybkich zmianach klimatu o dużej amplitudzie, szczególnie w jego glacjalnej modzie (np. MIS 3). Najsilniejszy wpływ ochłodzenia notowany jest w rejonie Północnego Atlantyku. Związane jest to z zatrzymaniem lub osłabieniem pasa transmisyjnego ciepła, jakim są ciepłe prądy oceaniczne (zob. cyrkulacja termohalinowa), chociaż wiadomo, że same zmiany mają wpływ niemal globalny. Podczas zlodowaceń przedczwartorzędowych zmiany położenia kontynentów związane z ruchem płyt litosfery mogły wpływać na cyrkulację wód oceanicznych. Na szybkie zmiany pogody wpływ ma także zapylenie atmosfery przez wybuchy wulkaniczne.

Zobacz też

Bibliografia

Media użyte na tej stronie

4600 Myr climate change.svg
Autor: Pedros.lol, Licencja: CC BY-SA 3.0
Prawdopodobne globalne wahania temperatury i opadów na przestrzeni 4,6 mld lat. Źródło: PWN 2010
65 Myr Climate Change.png
Autor: unknown, Licencja: CC-BY-SA-3.0
Five Myr Climate Change.png
Autor: Dragons flight (Robert A. Rohde), Licencja: CC-BY-SA-3.0

reconstruction of the past 5 million years of climate history, based on oxygen isotope fractionation (serving as a proxy for the total global mass of glacial ice sheets). See the discussion below for a summary of the methods and models used.

Note that in 2010, User:SeL media switched the orientation of the time axis and the vertical axes, apparently without discussion, and some descriptions of the image may refer to the older version, resulting in confusion of 'right' and 'left' in the image.
Northern icesheet hg.png
Autor: Hannes Grobe/AWI, Licencja: CC BY 2.5
Zlodowacenie półkuli północnej podczas maksimum ostatniego zlodowacenia. Utworzenie warstwy pokrywy śnieżnej o grubości od 3 do 4 km spowodowało globalne obniżenie poziomu mórz o około 120 m. Także Alpy i Himalaje zostały pokryte przez lodowce. W czasie zimy pokrycie morza lodem było znacznie ograniczone na południu.
Phanerozoic Climate Change.png
Autor: Dragons flight, Licencja: CC-BY-SA-3.0
Expansion showing climate change during the last 65 million years. Note that the scales are not numerically the same since they are based on measurement different types of taxa under different conditions.

This figure shows the long-term evolution of oxygen isotope ratios during the Phanerozoic eon as measured in fossils, reported by Veizer et al. (1999), and updated online in 2004.[1] Such ratios reflect both the local temperature at the site of deposition and global changes associated with the extent of permanent continental glaciation. As such, relative changes in oxygen isotope ratios can be interpreted as rough changes in climate. Quantitative conversion between these data and direct temperature changes is a complicated process subject to many systematic uncertainties, however it is estimated that each 1 part per thousand change in δ18O represents roughly a 1.5-2 °C change in tropical sea surface temperatures (Veizer et al. 2000).

Also shown on this figure are blue bars showing periods when geological criteria (Frakes et al. 1992) indicate cold temperatures and glaciation as reported by Veizer et al. (2000). The Jurassic-Cretaceous period, plotted as a lighter blue bar, was interpreted as a "cool" period on geological grounds, but the configuration of continents at that time appears to have prevented the formation of large scale ice sheets.

All data presented here have been adjusted to 2004 ICS geologic timescale.[2] The "short-term average" was constructed by applying a σ = 3 Myr Gaussian weighted moving average to the original 16,692 reported measurements. The gray bar is the associated 95% statistical uncertainty in the moving average. The "long-term average" is a σ = 15 Myr Gaussian average of the short-term record (see notes).

On geologic time scales, the largest shift in oxygen isotope ratios is due to the slow radiogenic evolution of the mantle. A variety of proposals exist for dealing with this, and are subject to a variety of systematic biases, but the most common approach is simply to suppress long-term trends in the record. This approach was applied in this case by subtracting a quadratic polynomial fit to the short-term averages. As a result, it is not possible to draw any conclusion about very long-term (>200 Myr) changes in temperatures from this data alone. However, it is usually believed that temperatures during the present cold period and during the Cretaceous thermal maximum are not greatly different from cold and hot periods during most of the rest the Phanerozoic. However, recently this has been disputed by Royer et al. (2004), who suggest that the highs and lows in the early part of the Phanerozoic were both significantly warmer than their recent counterparts.

Common symbols for geologic periods are plotted at the top and bottom of the figure for reference.

Long-term evolution

The long-term changes in isotope ratios have been interpreted as a ~140 Myr quasi-periodicity in global climate (Veizer et al. 2000) and some authors (Shaviv and Veizer 2003) have interpreted this periodicity as being driven by the solar system's motions about the galaxy. Encounters with galactic spiral arms can plausibly lead to a factor of 3 increase in cosmic ray flux. Since cosmic rays are the primary source of ionization in the troposphere, these events can plausibly impact global climate. A major limitation of this theory is that existing measurements can only poorly constrain the timing of encounters with the spiral arms.

The more traditional view is that long-term changes in global climate are controlled by geologic forces, and in particular, changes in the configuration of continents as a result of plate tectonics.
EisrandlagenNorddeutschland.png
Ice age map of europe, red: maximum limit of Weichselian ice age, yellow Saale-ice age at maximum (Drenthe stage), blue Elster-ice age maximum glaciation.
Ice Age Temperature.png
Autor: unknown, Licencja: CC-BY-SA-3.0