Klimat i zasięg lądolodów podczas maksimum ostatniego zlodowacenia.

Klimat i zasięg lądolodów podczas maksimum ostatniego zlodowacenia.
Ostatnie zlodowacenie zostało najdokładniej poznane . Jego formy rzeźby nie zostały jeszcze zatarte dlatego można dokładnie odtworzyć zasięgi a także próbować określić warunki klimatyczne tego glacjału.
Dzięki istniejącym w przyrodzie dwóm izotopom tlenu , można określić paleoklimat świata oraz umieścić zmiany klimatyczne w czasie. Z tych dwóch izotopów ten lżejszy 16O jest o wiele bardziej rozpowszechniony w wodzie. Występuje pewien zmienny w czasie stosunek izotopu 18O/16O. Organizmy morskie przyswajają tlen w postaci prostych związków chemicznych (CO2, -CO3,) , a procentowy udział tych izotopów tlenu odpowiada stosunkowi jaki aktualnie znajdował się za ich życia w wodzie morskiej. Wbudowują go w tkanki lub wapienny szkielet ( muszlę, kości ). Po śmierci tych organizmów stosunek 18O/16O zostaje zachowany , tworząc w ten sposób zapis zawartości 18O charakterystyczny zarówno dla warunków klimatycznych w jakich zamieszkiwały te organizmy jak i dla epoki w jakiej żyły. Udział procentowy izotopów 18O i 16O jest zmienny, lżejszy izotop – 16O odparowuje z morza łatwiej niż cięższy , zatem para wodna i wszystkie opady atmosferyczne są wzbogacone w 16O. Wskutek tego morze powinno zawierać więcej 18O. Niewielki nadmiar tego izotopu powraca jednak do poprzedniego stanu poprzez odpływ do morza rzek zasilanych opadami atmosferycznymi z 16O. Jednak podczas zlodowacenia część wody , która odparowała z mórz zostaje uwięziona w lodzie z nadmiarem 16O, przez co 18O/16O jest wyższy niż w interglacjale (na każde 10 m wody usuniętej z oceanu i zatrzymanej w postaci lodu powoduje wzrost q18O o 1 % ).W ten sposób skamieniałości w osadach głęboko morskich tworzą zapis glacjacji i deglacjacji w formie q18O , czyli odchylenie od ustalonej normy. Datowanie to komplikuje jednak jedno zjawisko , o tuż w wodach chłodnych organizmy przyswajają więcej 18O niż w wodach ciepłych. Tak więc stosunek 18O/16O w mikroskamieniałościach oceanu glacjalnego jest większy niż oceanu interglacjalnego, zważywszy hipotetyczny taki sam stosunek izotopów. Ze zjawiskiem tym można uporać się dokonując analizy muszli organizmów głęboko morskich gdzie temperatura zmieniała się w niewielkim stopniu. Można także zastosować datowania radiowęglowe szczątków organicznych ,badania te można stosować dla osadów nie starszych niż mniej więcej 40000 lat, czyli na czas +/_ trwania ostatniego zlodowacenia.
Na podstawie wierceń głęboko morskich , a także datowań pyłków ustalono , że maksimum ostatniego zlodowacenia przypada na okres od 18000 do 21000 lat temu (LGM ) .
W ciągu ostatnich dwudziestu lat powstało bardzo dużo symulacji klimatu jaki miał panować podczas maksimum ostatniego zlodowacenia. Przy powstawaniu tych modeli klimatycznych ich twórcy kierowali się takimi czynnikami jak: topografia terenu , zasięgi lądolodów ,wpływy prądów morskich i głównych wiatrów , a także z warunkami panującymi dziś na obszarach podbiegunowych. Duży wpływ miały badania prowadzone na Antarktydzie i Grenlandii jako „reliktach” ostatniego zlodowacenia.
W czasie ostatniego zlodowacenia pokrywa lodu w Ameryce północnej i Eurazji była nader rozległa , natomiast na obszarze Syberii dziwnie nieciągła . Na półkuli południowej lądolód antarktyczny był większy niż obecnie , lód szelfowy rozciągał się dużo dalej na północ . Czasze lodowe znajdowały się na południu Ameryki południowej , południowej Australii i Nowej Zelandii . Zasięg ostatniego zlodowacenia na lądach poznany jest bardzo dobrze . Lodowiec „rozpływał” się z wielu ośrodków, maksymalne stadia rozwoju wyznaczają wały moren czołowych i inne utwory po lodowcowe. Wyliczono , że maksymalny zasięg miał miejsce od 21-18 tyś lat temu . Rozbieżność ta jest spowodowana różnorodnością warunków klimatycznych jakie wpływały na dogodny rozwój lądolodu , czy warunków topograficznych ( chodzi o wszelkiego rodzaju bariery jakie mogą stanowić wysokie góry czy głębokie morza ), a także od obszaru jaki pokrywał lodowiec.
Podczas maksimum zlodowacenia ogromne ilości wody odparowanej z oceanów były zatrzymywane przez lądolód w wyniku czego poziom oceanu był niższy o 100-150 m . Jednak z badania prowadzone nad organizmami tamtej epoki wykazały, że ubytek wody powinien wynosić 165 m , więcej niż najgłębiej zatopione wybrzeża LGM . Biorąc pod uwagę efekt ruchów izostatycznych ( czyli odprężenia skorupy ziemskiej spowodowanego zanikiem lądolodu ) to spadek poziomu morza wyniesie około 120 m mniej niż dziś .Dziś kontynenty otoczone są szelfami , które podczas LGM były pasem wybrzeży . Na powierzchni szelfów kontynuacja się dawne koryta rzek oraz charakterystyczne osady lądolodu .
Jeśli chodzi o pływająca pokrywę lodową to dochodzi do znacznej redukcji miąższości w porównaniu z lądolodem ,na granicy z głębszą wodą dochodzi do cielenia się lodowców i powstania dryfujących gór lodowych. Proces ten ogranicza zasięg lądolodów , których ośrodki znajdują się np. na wyspach otoczonych przez ocean (Islandia).Z zupełnie innych powodów nie uległy zlodowaceniu północna Syberia i Alaska. Warunkiem koniecznym do utrzymywania lodowców ( lądolodów) są obok niskiej temperatury obfite opady śniegu. Lądolody powstają tam gdzie opady przewyższają tajanie śniegu .Morze Arktyczne zamarzając odcięło prawie zupełnie dopływ wilgoci od północy, zaś niże „pozostawiając” całą swoją zawartość wody na górach południowej Azji , docierały na tereny Syberii suche uniemożliwiając w ten sposób rozwój lądolodu . Podobne zjawisko występowało na zachodnim wybrzeżu Ameryki północnej gdzie wiatry wiejące od Pacyfiku były osuszane nad górami, gdy zaś lądolód po wschodniej stronie kontynentu był zasilany przez niże atlantyckie.
W ramach projektu CLIMAP ( 81) określono wpływ oceanu na klimat maksimum ostatniego zlodowacenia. Określenie klimatu jaki panował w LGM oparło się na badaniach organizmów żyjących w przypowierzchniowych warstwach toni morskiej i porównaniu z podobnymi organizmami współczesnymi oraz określenie ich wymagań środowiskowych ( otrzymano dane o temperaturze i zasoleniu oceanu LGM ).Atlantyk w swojej północnej części był zamarznięty , dryfujący lód sięgał od Karoliny południowej do Hiszpanii. Prąd Zatokowy ogrzewał brzegi Afryki, a nie jak dziś Wielkiej Brytanii i Szpicbergenu. W szerokościach średnich temperatura wody pozostała prawie bez zmian .
Zmiany temperatury i rozmieszczenia prądów w Atlantyku odbiły się szerokim echem w oceanie światowym. Także obniżenie poziomu morza i powiększenie się obszarów kontynentów o granicę szelfów, a co się z tym wiąże ,zmniejszenie drożności przepływu miało wpływ na cyrkulację wód w oceanach. Dryf prądów zachodnich był ograniczony w przesmyku pomiędzy Ameryką południową , a lądolodem Antarktydy. Cyrkulacja pomiędzy Azją a Australią także była ograniczona.
Oczywiście duże wahania temperaturowe w wysokich szerokościach geograficznych nie mogły się odbyć bez reperkusji w strefach podzwrotnikowych i okołorównikowej .Strefy umiarkowane i pod zwrotnikowe przesunęły się ku równikowi na skutek rozszerzenia się stref zimnych i polarnych .Północna Sahara mogła korzystać z takiej ilości opadów jak obecnie obszary śródziemnomorskie ( Świadczą o tym choć aż by saharyjskie malowidła naskalne przedstawiające bujna roślinność i obfitą zwierzynę ). Kalifornia również otrzymywała więcej deszczu niż obecnie , duży wpływ miały wilgotne wiatry wiejące z nad Pacyfiku . Powstały tam podczas ostatniego zlodowacenia liczne jeziora bez odpływowe do dziś przetrwało między innymi Wielkie jezioro słone.
Klimat na świecie był na ogół bardziej suchy niż obecnie gdyż niższe temperatury oceanów obniżały parowanie i tym samym opady. Temperatura na lądach była chłodniejsza co dawało się odczuć w strefach wyższych o 2-3 0C , a w umiarkowanych o 5-10 0C . Dane temperaturowe opierały się głównie na zasięgach roślinności i w postaci analiz pyłkowych. Pyłki informują nas że na półkuli północnej na południe od tundry rosły lasy borealne , brzozowo-sosnowe , a w rejonie Florydy rozpoczynała się strefa lasów liściastych. Klimat glacjalny zmniejszył obszar występowania lasów równikowych do niewielkich refungiów.