Historia epok lodowcowych.pdf

Bartłomiej Olek

Łukasz Zdeb

Zespół Liceów

Im. Marii Skłodowskiej-Curie

ul. Marii Konopnickiej 9

43-502 Czechowice-Dziedzice

mgr inż. Aleksandra Śnieć

Historia Epok Lodowcowych

krótko- i długookresowym zmianom. Były więc okresy ocieplenia się kli-

matu i bujnego rozwoju roślinności, ale były też okresy bardzo chłodne,

sprzyjające powstawaniu i rozwojowi lądolodów i lodowców.

Zlodowacenie w skali globalnej nastąpiło około siedmiu razy. Najstarsze osady

lodowcowe odkryto na terenie Stanów Zjednoczonych. Ich wiek ocenia się na 2,3 miliarda lat,

a więc zostały one złożone jeszcze w erze prekambryjskiej. Zlodowacenia prekambryjskie

objęły swym zasięgiem wszystkie kontynenty (z wyjątkiem Antarktydy), które tworzyły

wówczas jeden wielki prakontynent - Gondwanę, położony na półkuli południowej. W erze

paleozoicznej, na przełomie ordowiku i syluru, lodowe pokrywy pojawiły się na

obszarze dzisiejszej Sahary, kanadyjskiej prowincji Yukon i we wschodniej części

Ameryki Południowej, na terenie dzisiejszej Brazylii i Argentyny. Pod koniec tej ery, w

górnym karbonie i permie, nastąpiło kolejne ochłodzenie się klimatu i lodowce pojawiły się

w południowej części prakontynentu Gondwany. Powierzchnia pokryta lodem w czasie tego

zlodowacenia przewyższała dwukrotnie rozmiary współczesnego lądolodu Antarktydy i

wynosiła około 30 min km 2 . Zlodowacenie nie wystąpiło jednocześnie we wszystkich

częściach prakontynentu. Lodowe pokrywy najpierw pojawiły się na obszarze będącym

dzisiaj częścią Afryki i Ameryki Południowej, potem na Madagaskarze i półwyspie Dekan, a

w końcu na części dzisiejszego obszaru Australii i Antarktydy.

Pod koniec Eocenu i na początku Oligocenu w ciągu zaledwie 1mln. lat nastąpił

gwałtowny spadek rocznych temperatur. W epoce Oligocenu klimat na globie stawał się coraz

chłodniejszy. Bardzo wiele czynników wpływało na zmiany klimatyczne. Najpierw na

biegunie południowym doszło do oddzielenia Antarktydy od Australii, a na Antarktydzie

zaczęła rozbudowywać się stała pokrywa lodowcowa, a potem na biegun północny gdzie

Ameryka Północna i Eurazja znajdowały się znacznie bliżej siebie aniżeli obecnie. Wczesno

oligoceńskie ochłodzenie i ekspansja lodowców na obszarze Antarktydy były rezultatem

ruchu płyt, które przedtem stanowiły fragmenty Gondwany. Zarówno Australia jak Ameryka

Południowa oderwał się od Antarktydy, pozostawiając ją samotną w pobliżu bieguna

południowego. Jeszcze przed jej izolacją, jednakże była obszarem ciepłym ze względu na

opływające ją ciepły prądy, płynące z wysokich szerokości geograficznych. Odsunięcie się od

niej Ameryki Południowej i Australii doprowadziło automatycznie no wytworzenia się prądu

okołobiegunowego, który przetrwał do dnia dzisiejszego. Prąd ten uwięził wody pochodzące z

W sięgającej około 4,5 miliarda lat historii Ziemi warunki klimatyczne ulegały

Oceanów: Atlantyckiego, Spokojnego i Indyjskiego, które zamknięte w cyklicznym obiegu

dookoła Antarktydy, stawały się coraz chłodniejsze. Początkowo, gdy obieg dookoła

Antarktydy był ograniczony i słaby, lodowce pokrywały tylko część kontynentów. Wraz z

dalszym odsuwaniem się Ameryki Południowej i Australii Antarktyczny Prąd

Okołobiegunowy (ryc.1) stawał się coraz mocniejszy, powodując dalsze ochładzanie i

ekspansję lodowców.

Ryc.1. Powstawanie Prądu Okołobiegunowego

Fig.1. To arise stream about rocker.

W Miocenie całą Antarktydę pokrył lądolód, utworzony w Oligocenie. Klimat stał się

jeszcze ostrzejszy. Spadek temperatury pociągną za sobą rozrost obszarów trawiastych, które

pokryły większość Afryki, Azji i Europy i obu Ameryk.

Miocen dzieli się na 6 wieków: Pyter, Akwitan, Lang, Burdygał, Tarton, Serraval,

Messyn. Okres ten charakteryzował się dużym zróżnicowaniem klimatycznym. Choć

początek był globalnie ciepły, w niektórych rejonach już wówczas zachodziły zmiany

zapowiadające późniejsze oziębienie. Cieśnina miedzy Antarktydą, a Ameryką Południową,

znana dziś jako Cieśnina Drake’a, otworzyła drogę dla zimnego prądu około polarnego.

Izolacja i polarne położenie Antarktydy spowodowały oziębienie tego kontynentu. Był on

otoczony bardzo zimnym prądem, każde wybrzeże nie mogło być ogrzewane przez cieplejsze

wody i prądy oceaniczne. Z każdym rokiem zima stawała się coraz mroźniejsze. Gromadzący

się śnieg przestał topnieć, zaczęła się więc tworzyć ogromna czapa lodowa. W miarę

przebywania lodu rosła też ilość odbijanego w przestrzeni promieniowania słonecznego.

Równocześnie obniżał się poziom morza, gdyż antarktyczny lód wiązał coraz więcej wody.

Na początku pliocenu świat pod wieloma względami podobny był do współczesnego.

Dryfujące kontynenty znalazły się na obecnych pozycjach, a większość łańcuchów górskich

była już ukształtowana. W wyniku zmian klimatycznych- oziębiania i wysuszania – pojawiły

się nawet typy roślinności, znane nawet w dzisiejszym świecie. Jedna z nich wywołała

ogólnoświatowe obniżenie poziomu wód i całkowite wyschnięcie morza, istniejącego w

miejscu obecnego Morza Śródziemnego. Przyczyną był wzrost pokrywy lodowej na

Antarktydzie, zapoczątkowany przed 30 mln. lat w epoce oligocenu. Równocześnie obniżał

się światowy poziom morza, gdyż coraz więcej wody gromadziło się w antarktycznym lodzie

w końcu poziom wód wszechoceanu opadł o 50 metrów. Konsekwencje tego wydarzenia były

bardzo poważne zarówno dla dalszych zmian klimatycznych, jak i lasów ewolucji.

Największe zlodowacenie nastąpiło w plejstocenie, czyli starszym okresie

czwartorzędu, w erze kenozoicznej. Proces ochładzania się klimatu i rozwój zlodowacenia

rozpoczął się około 1,5-2 miliona lat temu i trwał do 10 000 - 12 000 lat temu. Lądolody i

lodowce plejstoceńskie zajmowały łączną powierzchnię około 35-40mln km 2 . Średnia

miąższość lodowych pokryw wynosiła 1500-2000 m.

Jednym z największych lądolodów był lądolód skandynawski o powierzchni

6 milionów km 2 , obejmujący swoim zasięgiem całą Skandynawię, a także obszary Morza

Bałtyckiego i Północnego oraz część Europy Środkowej i Wschodniej.

Kolejnym lodowcowym kolosem był lądolód północnoamerykański, zwany także

laurentyjskim, miał znacznie większe rozmiary. Jego powierzchnia wynosiła aż 17mln km 2 , a

dotarł on znacznie dalej na południe aniżeli skandynawski. Lód spływał na zewnątrz z trzech

wielkich lodowych kopuł: wschodniej - leżącej na półwyspie Labrador, środkowej - w rejonie

Zatoki Hudsona i zachodniej - położonej w Kordylierach. Lądolodem o powierzchni zbliżonej

do obecnej, pokryty był także kontynent Antarktydy.

Góry Azji Środkowej oraz znaczna część Wyżyny Tybetańskiej pokrywały lodowce i

lodowe pokrywy o łącznej powierzchni przekraczającej 2mln km. W większości obszarów

górskich wszystkich szerokości geograficznych nastąpił wówczas bardzo znaczny rozwój

lodowców. W Alpach na przykład lodowce zajmowały powierzchnię 52 000 km 2 , podczas

gdy dzisiaj tylko 2682 km 2 .

Obecnie lodowce zajmują powierzchnię około 100 000 km 2 , w plejstocenie

zlodowacona powierzchnia była aż 25-krotnie większa.

W wyniku zatrzymania w pokrywach lodowych znacznej czyści opadów śniegu, które

w warunkach cieplejszego klimatu topiąc się zasilałyby w wodę morza i oceany, nastąpiło

bardzo wyraźne obniżenie się poziomu oceanu światowego, bo o około 120-150m. Z

wód oceanu wyłoniły się nowe obszary lodowe. Ameryka Północna połączona była z Azja

wąskim pomostem lądowym, bo Cieśnina Beringa wówczas nie istniała. Pomiędzy Azją i

Australią było znacznie więcej niż obecnie obszarów lądowych. Lądowe pomosty

ułatwiały wędrówkę i zasiedlanie przez ówczesnych ludzi Ameryki Północnej, co na-

stąpiło około 20 000 lat temu, czy Australii około 40 000 lat temu.

W generalnie chłodnym okresie plejstocenu warunki klimatyczne ulegały jednak

istotnym wahaniom, co oczywiście powodowało duże zmiany w zasięgu czół, wielkości i

miąższości lądolodów i lodowców. Powszechnie wyróżnia się co najmniej cztery okresy

zimne, zwane glacjałami, chociaż są także zwolennicy teorii, że było ich więcej, na przykład

dziewięć. Pomiędzy okresami zimnymi następowały okresy wyraźnego ocieplania się

klimatu, nazywane interglacjałami, które powodowały znaczne kurczenie się lodowych

poryw.

Najbardziej znany schemat zlodowacenia utworzono dla najwcześniej i najlepiej w

tym zakresie zbadanych Alp. Dla tego obszaru wyróżniono cztery glacjaly: Günz, Mindel,

Riss i Würm, poprzedzielane okresami cieplejszymi, interglacjałami. Wszystkie te

zlodowacenia wywarły ogromny wpływ na rzeźbę znacznych obszarów kontynentów

półkuli północnej oraz w mniejszym stopniu regionów wysokogórskich Ameryki

Południowej, południowego skrawka Afryki, części obszaru Nowej Zelandii, Tasmanii,

Alp Australijskich. Schyłek plejstocenu to okres szybkiego zmniejszania się lądolodów i

kurczenia się lodowców na obszarach górskich. Część z nich zniknęła zupełnie, a część

uległa znacznej redukcji. W holocenie, okresie, który nastąpił po plejstocenie i trwa do dziś,

warunki klimatyczne też nie są ustabilizowane. Zdarzały się okresy chłodniejsze, ale także

okresy wyraźnego ocieplania się klimatu. Znaczne obniżenie średniej temperatury

nastąpiło około 9000, 7000 i 3000-2500 lat temu.

Najpoważniejsze jednak zmiany klimatyczne i największy od końca

plejstocenu rozwój lodowców nastąpił w tak zwanej małej epoce lodowej (ang. Little Ice

Age). Okres ten był poprzedzony wzrostem średniej temperatury powietrza, jaki nastąpił w

wiekach X-XII. Panowały wówczas dogodne warunki dla zakładania osiedli także w

strefie polarnej. Właśnie wtedy wikingowie rozpoczęli swoje morskie wędrówki na

Grenlandię, gdzie na wybrzeżach wyspy zakładali stałe osiedla. Od przełomu XII i XIII w.

rozpoczął się proces obniżania się średniej rocznej temperatury powietrza, co z kolei

spowodowało obniżenie się w skali całego globu granicy wiecznego śniegu o około 100-

150m. Równocześnie wzrosła ilość opadów śniegu, a za tym szedł rozwój pokryw

lodowych i lodowców. Ze zrozumiałych względów najlepiej poznany został ostatni okres

zwiększonego zasięgu lodowców. Stosunkowo bogata jest już dokumentacja stwierdzająca

położenie, rozmiary oraz miąższość pokryw lodowych w poszczególnych fazach ich rozwoju.

Najwięcej danych zgromadzono ze zlodowaconych obszarów Europy, a więc Alp i

Skandynawii. Wynika z nich między innymi, że lodowce alpejskie nasuwały się stosunkowo

szybko w latach 1580-1600. Niewielkie, powtarzające się okresowo nasunięcia i cofnięcia

czół lodowców, jakie zachodziły w latach 1600-1880, utrzymywały ich krawędzie w położeniu

zbliżonym do siebie. Moreny czołowe, powstało w czasie tych wahań, leżą pomiędzy

morenami z okresu maksymalnego zasięgu a współczesnymi czołami lodowców. Skala

nasunięcia się lodowców w połowie XIX w. była w Skandynawii mniejsza aniżeli w

Alpach.

Lodowce osiągnęły swoje maksymalne rozmiary, w różnych regionach w różnym

czasie. Nastąpiło to generalnie od połowy XVIII w. do początku wieku XX. Od tego okresu

w skali całego globu notuje się recesje lodowców, czyli zmniejszanie się rozmiarów

zlodowacenia. Warto jednak pamiętać, że w przypadku pojedynczych lodowców mogły

następować nasunięcia, mające często charakter „szarży" (ryc.2) .

Ryc.2. Europa w czasie zlodowacenia sanu (wg różnych źródeł)

1- lądolód, 2 – zlodowacenie górskie mniejszych rozmiarów, 3 – morze, 4 – strefa peryglacjalna, 5 – kierunki

odpływu wód roztopowych

Fig.2.Europe during glacjal sanu

Tabela 1. Ewolucja klimatu u schyłku epoki

lodowej i w holocenie (okresy dryasowe

odpowiadają stadiałom lodowcowym i są

przedzielone okresami interstadialnymi Lascaux,

Prebolling, Bolling i Allerod)

Table 1. Ewolution of climate at the end of Ice Age

and Holocen (division interglacjer Lascaux,

Prebolling, Bolling and Allerod)

Wczesnym okresem antropogenezy oraz

późniejszemu rozwojowi rodzaju Homo

odpowiadały zmiany klimatu na Ziemi

występujące w dłuższych i krótszych cyklach

(Tabela 1). Wyrazem tych zmian były wahania

temperatury i wilgotności, które powodowały

przesunięcia równoleżnikowych stref

klimatyczno – roślinnych. Zlodowacenia

kontynentalne, zmiany zasięgu kontynentów i

linii brzegowych wpływały na rozwój świata

roślin i zwierząt, a także samego człowieka. Ich

przyczyn należy, zgodnie z teorią M.

Milankovica, poszukiwać w zmianach

nachylenia osi ziemskiej i względnego

położenia Słońca w stosunkach do ekliptyki.

Odtworzenie pierwotnego środowiska, w

którym żył człowiek, wymaga współpracy i

wykorzystania badań wielu dyscyplin

naukowych. Procesy geomorfologiczne

kształtujące rzeźbę powierzchni Ziemi pozostają

w ścisłej zależności od klimatu. Dlatego też

odtworzenie cyklicznych zmian procesów erozji

i sedymentacji jest jednym z podstawowych

warunków odtworzenia dawnych klimatów.

Powstanie i rozwój gleb, często zachowanych

w postaci kopalnej, jest również bardzo ważnym elementem rekonstrukcji dawnych

warunków klimatycznych i paleogeograficznych. Także badania paleobotaniczne (nad dawną

szatą roślin) i paleontologicznych (nad światem zwierząt) dostarczają istotnych informacji dla

rekonstrukcji dawnych środowisk.

Zmiany klimatyczne dla okresu ostatniego miliona lat są najlepiej (w sposób

najbardziej ciągły) zarejestrowane w osadach dennych mórz i oceanów oraz w lodowcach

Arktyki i Antarktydy. Doskonałą miarą średnich temperatur jest stosunek stałych izotopów

tlenu( 16 O do 18 O), który można określić zarówno dla kopalnego lodu, jak dla skorupy małży i

ślimaków występujących w osadach oceanicznych. Powstające w ten sposób krzywe

izotopowe pozwalają na wyróżnienie tzw. stadiów (lub stref) izotopowych odpowiadających

okresom cieplejszym (liczby nieparzyste) i chłodniejszym (liczby parzyste). Dla ostatnich 900

tys. lat wyznaczono 23 stadia izotopowe, które odpowiadały okresom transgresji lodowców

(glacjałom i stadiałom) oraz okresom międzylodowcowych ociepleń (interglacjałom i

interstadiałom). Najwcześniejsze stadia izotopowe odpowiadają pierwszym zlodowaceniom

alpejskim (Donau, Gunz) oraz kontynentalnym (Menap w Holandii, Narew I, II w Polsce).

Okresy cieplejsze (szczególnie stadia izotopowe 19, 17) odpowiadają interglacjałowi

Plik z chomika:

Inne pliki z tego folderu:

Inne foldery tego chomika: