Paleoflooding - Paleoflooding

Fenomén paleoflooding je v geologickém záznamu patrný v různých prostorových a časových měřítcích. Často se vyskytovalo ve velkém měřítku a bylo výsledkem obou glaciální tání ledu způsobující velké výbuchy sladké vody nebo vysoké hladiny moře narušující sladkovodní útvary.[1][2][3] Pokud byla událost odtoku sladké vody dostatečně velká, aby se voda dostala do oceánského systému, způsobila to změny slanost které mohou být ovlivněny cirkulace oceánu a globální klima.[2] Mohly by se také hromadit toky sladké vody, které by vytvořily kontinentální ledovcová jezera, a to je další ukazatel velkého rozsahu záplavy.[4] Naproti tomu období vysoké globální hladiny moře (často během roku 2006) meziglaciály ) by mohlo způsobit, že mořská voda poruší přirozeně přehrady a proudí do sladkovodních útvarů. Změny slanosti sladkovodních a mořských útvarů lze zjistit z analýzy organismů, které tato těla v danou dobu obývaly, protože některé organismy jsou vhodnější pro život ve sladkých nebo slaných podmínkách.[3]

Plesnivění způsobené ledovcovou taveninou

Champlainské moře

The Champlainské moře bylo tělo slané vody, které prošlo několika epizodami osvěžení. Byly pozorovány dvě hlavní události 11,4 a 13,0 ka BP (tisíc let před současností).[5] Faunal a foraminifera ukazatele v základní vzorky odebraný z moře lze použít k odhadu jeho slanosti v průběhu času. Stanoví se stáří různých částí a hloubek vzorků jádra radiokarbonové seznamky.

Champlainské moře se nacházelo na sever od dnešní doby New York a Vermont, na jižním okraji Quebec a byl otevřený severu Atlantický oceán na severovýchodním rameni. Během poslední deglaciace jako Laurentide Ice Sheet ustoupily, dvě hlavní ledovcová jezera se vytvořila na západ od Champlainského moře - Jezero Agassiz a Jezero Algonquin (Obr. 1). Jak se tato jezera stále rozšiřovala, sladká voda zaplavila na východ směrem k Champlainskému moři a do něj. Stále však existuje nejistota ohledně umístění odtoku a jeho přesných účinků na slanost oceánu. Vzhledem k otevřenosti Champlainského moře do Atlantského oceánu se změny slanosti Champlainského moře mohly promítnout do severního Atlantiku, což může způsobit změny v oceánské cirkulaci a klimatu.[1] Tavení ledového listu Laurentide bylo ve skutečnosti tak rozsáhlé, že jeho roztavená voda vstoupila do Mexický záliv, Severní ledový oceán, a Hudson Bay (Obr. 2) kromě Champlainského moře a Atlantského oceánu.[2]

Jako zástupce pro byl použit suchozemský rostlinný materiál, semena a mořské mušle ze vzorků jádra Champlainského moře paleosalinity. Studiem δ13C (změna uhlíku-13) mořských měkkýšů, lze odvodit, že pokud existovaly v Champlainském moři, byly podmínky brakický (směs čerstvé a slané vody) asi 10,8 ka BP. Δ13Hodnota C vzorku jádra Melo-1 (umístění viz obr. 3) označuje množství přítomného lehkého uhlíku. Biota přednostně přijímá lehký uhlík, takže čím více je ve vzorku přítomno, tím více bioty v té době bylo. Kromě toho vzorky jádra z Champlainského moře naznačují změnu v asamblážích od těch, které obývají mořské prostředí, k těm, které žijí v mnohem méně solných podmínkách při přibližně 11,4 až 11,2 ka BP (obr. 4). V analýze specifického vzorku jádra (jádro Melo-5, umístění uvedené na obr. 3) zobrazené na obr. 4 je změna v asamblážích z téměř 100% E. clavata (který obývá mořské prostředí) na> 50% E. albiumbilicatum (který dává přednost méně slaným podmínkám) - oba druhy Elphidium. Tento přechod se zdá být pravděpodobný, protože byl potvrzen několika studiemi. Odhaduje se, že celkový pokles slanosti je od 25 psu do méně než 15 psu (praktické slané jednotky ).[1] Pokles salinity počínaje Melo-1 a přechodem na Melo-5 naznačuje následný překlad osvěžení.

Změna klimatu v důsledku rozsáhlého paleofloodu

Během období tání ledového listu Laurentide došlo k třem z největších období chlazení na severní polokouli přímo po velkých sladkovodních tocích z jezera Agassiz. V té době bylo jezero Agassiz největším jezerem v Severní Americe a přerušovaně vytlačovalo obrovské objemy vody. Pro perspektivu to pravidelně ujelo přes milion km2, a byla často větší než 150 000 km2 během své 4000leté historie. Pokud by tok sladké vody do otevřeného oceánu byl dostatečně velký, mohlo to mít velký vliv na vznik Severoatlantická hluboká voda. To znamená, že tvorba severoatlantické hluboké vody mohla periodicky úplně ustat a termohalinní cirkulace mohl vypnout.[2] V zásadě se termohalinní cirkulace týká cirkulace vyplývající z rozdílů v teplotě a slanosti oceánu. Například velká část hluboké vody se vytváří v Arktidě, protože povrchová voda přiléhající k ledovcům je hustší než okolní voda (protože je ovlivněna nedávnou studenou vodou z taveniny, chlazenou odpařováním z povrchových větrů a je solným roztokem). do hlubokého oceánu. Pokud se však dostatečně velké množství této vody stane méně solným, vznik hlubokého oceánu bude primárně způsoben tepelnými rozdíly, které mají tendenci být méně dominantní než s přidanými účinky slanosti.

Než bude možné určit účinky sladkovodních toků z jezera Agassiz na globální oceánskou cirkulaci a klima, je důležité stanovit jeho základní hodnotu toku. Jedná se v podstatě o přirozený tok vody z jezera. Od 21,4 - 9,5 ka kalendářních let bylo zjištěno, že tento základní tok pro jezero Agassiz je přibližně 0,3 až 0,4 Sverdrup, nebo Sv, celkem (1 Sv = 1 x 106 m3 s−1).[6][7] Tato hodnota byla vypočítána pomocí hydrologických numerických modelových simulací a zohledňuje odtok taveniny a srážení. Ve skutečnosti se rozumí, že tato hodnota je proměnlivá, takže sladkovodní toky do otevřeného oceánu a jejich vliv na cirkulaci termohalin, cirkulaci oceánů a globální klima by se také lišily.[1]

Vzhledem k ohromnosti jezera Agassiz mohou změny ve složení jeho břehů (pláže, útesy) nebo strandlines vést k velmi masivním odtokům. Tyto změny byly často náhlé, což způsobilo, že tisíce kubických kilometrů vody opustily nově vytvořené odtokové kanály a nakonec se dostaly do otevřeného oceánu jednou ze čtyř hlavních cest. Tyto trasy byly označeny jako Údolí řeky Mississippi, Údolí řeky svatého Vavřince, Údolí řeky Mackenzie a Hudsonův průliv (Obr. 2). Předpokládá se, že tyto události odlivu, vedoucí k čerpání jezera Agassiz, mohly trvat jen několik měsíců až několik let. Důsledkem toho je, že rychlost odtoku by byla extrémně vysoká, zejména ve srovnání s hodnotami, které byly shledány nezbytnými pro narušení cirkulace termohalinem (~ 1 Sv za deset let, nebo 0,1 Sv za přibližně jedno století) .[8][9]

Hlavní výbuchy jezera Agassiz následované událostmi ochlazení

Konečné čerpání vedoucí k největšímu výbuchu

Největším výbuchem jezera Agassiz bylo jeho poslední čerpání, ke kterému došlo asi 8,4 ka kalendářních let[10] když se připojil k ledovci Jezero Ojibway. Jezero Ojibway se nacházelo na okraji Laurentide Ice Sheet v jihovýchodní části povodí Hudsonova zálivu. Celková plocha sloučeného jezera byla přibližně 841 000 km2.[4] Výbuch byl způsoben proražením ledového příkrovu nad Hudsonovým zálivem a odhaduje se, že pokud by toto jezero bylo zcela vyčerpáno z maximální hloubky, asi 163 000 km3 vody by bylo vypuštěno do severního Atlantiku ve velmi krátkém časovém období. Vzhledem k tomu, že odtokový kanál pro tento případ nebyl zdaleka tak úzký jako u jiných výbuchů, je pravděpodobné, že se jezero skutečně velmi rychle stahovalo. Pokud k výbuchu došlo za jeden rok, odhaduje se tok na 5,2 Sv.

Alternativa scénáře výbuchu jezera Agassiz popisuje počáteční výbuch ze západní části jezera, místo jediného výbuchu na jeho východním okraji, jak je podrobně popsáno výše. V tomto případě se předpokládá, že část ledového listu Laurentide mohla zůstat nad západním Agassizem, který během první epizody na východ zabránil úplnému odvodnění.[11] Přibližně 113 000 km3 byl původně vyloučen na východ, což vedlo k toku 3,6 Sv (pokud k němu došlo za jeden rok). Když se západní část jezera Agassiz o krátký čas vypustila, měl by za následek tok 1,6 Sv (opět se vyskytující po dobu jednoho roku).

Další výbuchy

Před konečným čerpáním došlo k prvnímu velkému výbuchu jezera Agassiz kolem 12,9 ka kalendářního roku a zahrnovalo směrování vody na východ do Velká jezera a svatého Vavřince. Za předpokladu, že k tomu došlo po dobu jednoho roku, byl tok 0,30 Sv. Poté došlo k dalšímu výbuchu kolem 11,7 tis. Kalendářních let a obsahovalo celkem dvě události. Nejprve voda zaplavila na jih údolím řeky Mississippi a do Mexického zálivu. Během několika let proudila povodňová voda na severozápad a do Severního ledového oceánu. Tyto dvě fáze vedly k celkovému toku 0,29 Sv (opět po dobu jednoho roku). Čtvrtá velká povodňová událost, která předcházela období ochlazování, nastala přibližně 11,2 ka kalendářních let. V tomto případě voda tekla na jih a poté na severozápad, což vedlo k toku 0,19 Sv za jeden rok. Tato událost by pravděpodobně trvala déle než rok, což by snížilo odhadovaný tok kvůli erozi odtokových kanálů v důsledku prvních dvou hlavních toků. Následné záplavy nastaly po těchto třech událostech a před konečným výbuchem, ale nejsou brány v úvahu, protože jejich výsledné toky byly obecně slabší a nepředcházely podstatnému ochlazení.[2]

Účinky sladkovodních toků na cirkulaci oceánu

Abychom získali představu o vlivu, který by velké sladkovodní toky do oceánu měly na globální oceánskou cirkulaci, je zapotřebí numerické modelování. Obzvláště důležité pro případy sladkovodních toků z jezera Agassiz jsou umístění jejich vstupu do oceánu a rychlost, do které vstoupili. Pravděpodobným výsledkem je, že samotné toky v kombinaci s účinkem přesměrování toku Agassiz Baseline měly znatelný dopad na cirkulaci oceánů a následně na klima. Některé simulace tvorby severoatlantické hluboké vody potvrzují, že tyto toky ovlivňují oceány a cirkulaci termohalin. Bylo prokázáno, že malé zvýšení sladkovodních toků snižuje cirkulaci termohalin a v některých případech by mohlo zastavit produkci severoatlantické hluboké vody dohromady.[2]

Jeden konkrétní model umožňoval tok 1 Sv sladké vody do vysokých zeměpisných šířek Atlantského oceánu po dobu 10 let, což mělo za následek náhlý pokles teplot na povrchu moře a slabší cirkulaci termohalinu. Bylo to téměř 200 let, než se oceánský systém v tomto případě vrátil do normálu.[8] Další modelová studie téže výzkumné skupiny naznačila, že pokud se do vysokých severoatlantických zeměpisných šířek přidá jen 0,1 Sv sladké vody, mohou povrchové teploty moře za méně než 100 let klesnout až o 6 ° C, což také oslabí termohalinní cirkulaci, i když méně než u vyšších toků sladké vody.[9]

Kromě toho bylo ze samostatné studie zjištěno, že tok sladké vody 0,53 Sv do severního Atlantského oceánu v nepřítomnosti stávající cirkulace termohalinem by mohl snížit produkci hlubinné vody v severním Atlantiku přibližně o sto let. Velké toky, jako je tento, jsou schopné ve velkém měřítku ochladit oceány a podnebí. Pokud byly sladkovodní toky do severního Atlantského oceánu zastaveny, jakmile produkce severoatlantické hluboké vody úplně skončila, výroba znovu nezačala.[12]

Výše uvedené modelové studie naznačují, že i když by se toky během hlavních událostí výbuchu jezera Agassiz vyskytovaly po delší časová období, a proto by byly slabší, stále by byly dostačující ke spuštění změny termohalinní cirkulace a změny klimatu.

Změna klimatu v důsledku výbuchů jezera Agassiz

Mladší Dryas

Jezero Agassiz neexistovalo dlouho před Mladší Dryas chladné období, takže změny v termohalinní cirkulaci a klimatu do té doby by pravděpodobně byly způsobeny přesměrováním jiných severoamerických povodí, pravděpodobně spojeným s přílivem ledovců. Chladné období mladšího dryasu však bylo spojeno s odkloněním povodňové vody od jezera Agassiz. Voda, která normálně protékala řekou Mississippi do Mexického zálivu, byla před zhruba 12,8 ka kalendářními lety přesměrována do oblasti Velkých jezer a řeky Sv. Vavřince.[13] Panuje nejistota, zda tato změna stačila ke spuštění Younger Dryas, ale odtok přes řeku Mississippi mohl předchladit termohalinní oběh před chladným obdobím a výbuchem.[14] Navíc, pokud byl výbuch ve 12,9 ka kalendářních letech skutečně tak intenzivní jako 0,30 Sv, byla jeho kombinace s odkloněním Agassizského odtoku přes řeku svatého Vavřince do severního Atlantského oceánu pravděpodobně příčinou Younger Dryas. Hodnota 0,30 Sv přes řeku svatého Vavřince by byla významná, protože základní odtok byl touto řekou pouze 0,047 Sv.[2][15]

Preboreal Oscillation

Dalším ochlazením, které následovalo po fázi Younger Dryas, bylo Preboreal Kmitání. Někteří se domnívají, že toto období bylo způsobeno výbuchy sladkovodní vody z Baltské ledové jezero do Severské moře,[16][17] ale toto ochlazení také těsně následovalo výbuchy jezera Agassiz, ke kterým došlo v kalendářních letech 11,7 a 11,2 ka. Odliv z jezera Agassiz v těchto časech vedl k podobným hodnotám toku sladké vody do Severního ledového oceánu, jak byly odhadnuty od Baltského ledového jezera k severskému moři, takže se zdá pravděpodobné, že jezero Agassiz alespoň přispělo k ochlazení předborové oscilace. Toto období ochlazování však nebylo tak intenzivní jako během Mladšího dryasu z několika důvodů. Za prvé, výbuch z jezera Agassiz během preborealní oscilace zaplavil Arktidu, namísto severního Atlantského oceánu, jako během mladšího dryasu. Stejně jako bylo období před preboreální oscilací mezistadiál na interglacial by byl termohalinní oběh stabilnější než během Younger Dryas. A konečně, severoatlantická cirkulace termohalin nebyla předem upravena před preboreální oscilací, protože voda z taveniny z jezera Agassiz nebyla směrována do Mexického zálivu.[2]

Konečné chlazení vyvolané jezerem Agassiz

Analýza Grónsko ledová jádra, vzorky oceánského jádra a další zdroje odhalily rozsáhlé ochlazení kolem 8,4 - 8,0 ka kalendářních let [18] Byl učiněn závěr, že tato chladná událost byla pravděpodobně způsobena konečným velkým čerpáním a souvisejícím masivním výbuchem z jezera Agassiz do severního Atlantského oceánu.[10][15] I když se v tomto bodě uvolnilo více než desetinásobné množství vody než během Younger Dryas a následkem toho byla ovlivněna cirkulace termohalin, chladicí účinek měl relativně malou intenzitu. Předpokládá se, že je to ze dvou důvodů: 1) oceán byl již v teplém interglaciálním režimu a 2) voda protékala Hudsonovou úžinou a vstoupila do severního Atlantského oceánu téměř 2000 km severně od místa, kde měl odtok vstoupil do oceánu před Youngerem Dryasem.[2]

Zbývající neznámé

I když je mnoho informací o interakcích mezi rozsáhlým paleofloodováním, cirkulací oceánů a podnebím, je třeba se ještě hodně učit. Pokud jde o osvěžující epizody Champlainského moře, přesná umístění a načasování odtoku do moře stále zůstávají otázkou. Tyto faktory zase ovlivnily, jak se změnily oběhy oceánů a potenciálně klima.[1]

To, co je známo o odvodnění jezera Agassiz, je do značné míry založeno na modelových studiích. Stejně jako v případě Champlainského moře má velikost, načasování a směr toků z jezera Agassiz značný vliv na následné důsledky. Několik otázek, které zůstávají, zahrnují mimo jiné následující: Jsou odhady základního toku jezera Agassiz správné a jsou jeho odchylky přesně zohledněny? Přesně v jakém časovém období trvaly různé epizody odvodnění? Kolik vody bylo během těchto epizod skutečně vypuštěno a kam vstoupilo do otevřeného oceánu? Jaký byl přesný účinek odtoku na vznik vody v severním Atlantiku, cirkulaci termohalin a klima? Existují dva navrhované scénáře pro konečné čerpání jezera Agassiz, takže který z nich, pokud existuje, má pravdu?[2]

Výše uvedené jsou jen některé z výzev, kterým čelí při pokusu o rekonstrukci událostí v historii Země. I když se jedná o obtížný studijní obor, v geologickém záznamu se neustále vyvíjí pokrok v porozumění proxy a indikátorům určitých parametrů prostředí.

Reference

  1. ^ A b C d E Cronin, T.M .; P.L. Manley; S. Brachfeld; NA. Manley; D.A. Willard; J.–P. Guilbault; J.A. Rayburn; R. Thunell; M. Berke (2008). „Dopady událostí po odtoku ledovcového jezera a revidovaná chronologie epizody Champlainského moře 13–9 ka“. Paleogeografie, paleoklimatologie, paleoekologie. 262 (1–2): 46–60. Bibcode:2008PPP ... 262 ... 46C. doi:10.1016 / j.palaeo.2008.02.001.
  2. ^ A b C d E F G h i j Teller, J.T .; D.W. Leverington; J. D. Mann (2002). „Sladkovodní výbuchy do oceánů z ledovcového jezera Agassiz a jejich role při změně klimatu během poslední deglaciace“. Kvartérní vědecké recenze. 21 (8–9): 879–887. Bibcode:2002QSRv ... 21..879T. doi:10.1016 / s0277-3791 (01) 00145-7.
  3. ^ A b Ryan, W.B.F .; C.O. Hlavní, důležitý; G. Lericolais; S.L. Goldstein (2003). „Katastrofální záplavy Černého moře“. Výroční přehled o Zemi a planetárních vědách. 31 (1): 525–554. Bibcode:2003AREPS..31..525R. doi:10.1146 / annurev.earth.31.100901.141249.
  4. ^ A b Leverington, D.W .; J. D. Mann; J.T. Teller (2002). "Změny v hloubce a objemu ledovcového jezera Agassiz mezi 9200 a 7700 14C rok BP". Kvartérní výzkum. 57 (2): 244–252. Bibcode:2002QuRes..57..244L. doi:10.1006 / qres.2001.2311.
  5. ^ Katz, B.G. (2009). „Trvání a rozsah povodní ve sladkých vodách 11,4 a 13,0 ka BP, jak vyplývá z variací paleo-slanosti v Champlainském moři.“ MS Thesis Pennsylvania State U. Web: 30. října 2012.
  6. ^ Licciardi, J.M .; J.T. Pokladník; P.U. Clark (1999). „Sladkovodní směrování ledovým štítem Laurentide během poslední deglaciace“. Mechanismy globální změny klimatu v časovém měřítku tisíciletí. Geofyzikální monografie. 112. 177–201. Bibcode:1999GMS ... 112..177L. doi:10,1029 / gm112p0177. ISBN  978-0-87590-095-7.
  7. ^ Marshall, S.J .; G.K.C. Clark (1999). "Severoamerický odtok sladké vody během posledního ledovcového cyklu". Kvartérní výzkum. 52 (3): 300–315. doi:10.1006 / qres.1999.2079.
  8. ^ A b Manabe, S .; R.J. Stouffer (1995). „Simulace náhlé změny klimatu vyvolané vstupem sladké vody do severního Atlantiku“. Příroda. 378 (6553): 165–167. Bibcode:1995 Natur.378..165M. doi:10.1038 / 378165a0.
  9. ^ A b Manabe, S .; R.J. Stouffer (1997). „Spojená reakce modelu oceán-atmosféra na vstup sladké vody: srovnání s událostí Younger Dryas“. Paleoceanography. 12 (2): 321–336. Bibcode:1997PalOc..12..321M. doi:10.1029 / 96pa03932.
  10. ^ A b Barber, D.C .; A. Dyke; C. Hillaire-Marcel; A.E. Jennings; J.T. Andrews; M.W. Kerwin; G. Bilodeau; R. McNeely; J. Southon; M. Morehead; J.-M. Gagnon (1999). „Vynucení chladné události před 8200 lety katastrofickým odtokem jezer Laurentide“. Příroda. 400 (6742): 344–348. Bibcode:1999 Natur.400..344B. doi:10.1038/22504.
  11. ^ Thorleifson, L.H. (1996). "Recenze historie jezera Agassiz". In: Teller, J.T., Thorleifson, L.H., Matile, G., Brisbin, W.C. (Eds.), Sedimentology, Geomorphology, and History of the Central Lake Agassiz Basin. Průvodce exkurzí geologické asociace Kanady. B2: 55–84.
  12. ^ Rind, D .; P. deMenocal; G. Russell; S. Sheth; D. Collins; G. Schmidt; J. Teller (2001). „Účinky ledové taveniny v modelu atmosféry a oceánu spřaženém s GISS: Část I. North Atlantic Deep Water response“. Journal of Geophysical Research. 106: 27335–27354. Bibcode:2001JGR ... 10627335R. doi:10.1029 / 2000jd000070.
  13. ^ Broecker, W.S .; J. Kennet; J. Flower; J. Teller; S. Trumbore; G. Bonani; W. Wolfli (1989). „Směrování taveniny z ledového listu Laurentide během studené epizody Younger Dryas“ (PDF). Příroda. 341 (6240): 318–321. Bibcode:1989 Natur.341..318B. doi:10.1038 / 341318a0.
  14. ^ Fanning, A.F .; AJ. Weaver (1997). „Časově-geografické vlivy taveniny na severoatlantický dopravník: důsledky pro mladší Dryas“. Paleoceanography. 12 (2): 307–320. Bibcode:1997PalOc..12..307F. doi:10.1029 / 96pa03726.
  15. ^ A b Clark, P.U .; S.J. Marshall; G.K.C. Clarke; S.W. Hostetler; J.M. Licciardi; J.T. Teller (2001). „Sladkovodní vynucení náhlých změn klimatu během posledního zalednění“. Věda. 293 (5528): 283–287. Bibcode:2001Sci ... 293..283C. doi:10.1126 / science.1062517. PMID  11452120.
  16. ^ Björck, S.; B. Kromer; S. Johnsen; O. Bennike; D. Hammarlund; G. Lemdahl; G. Possnert; T.L. Rasmussen; B. Wohlfarth; C.U. Kladivo; M. Spurk (1996). „Synchronizované zemsko-atmosférické deglaciální záznamy kolem severního Atlantiku“. Věda. 274 (5290): 1155–1160. Bibcode:1996Sci ... 274.1155B. doi:10.1126 / science.274.5290.1155. PMID  8895457.
  17. ^ Hald, M .; S. Hagen (1998). „Předčasné preboreální ochlazení v oblasti severských moří vyvolané tavnou vodou“. Geologie. 26 (7): 615–618. Bibcode:1998Geo .... 26..615H. doi:10.1130 / 0091-7613 (1998) 026 <0615: epcitn> 2.3.co; 2.
  18. ^ Alley, R.B .; P.A. Mayewski; T. Sowers; M. Stuiver; K.C. Taylor; P.U. Clark (1997). „Holocénní klimatická nestabilita: prominentní a rozšířená událost před 8200 lety“. Geologie. 25 (6): 483–486. Bibcode:1997Geo .... 25..483A. doi:10.1130 / 0091-7613 (1997) 025 <0483: HCIAPW> 2.3.CO; 2.