Paleopowódź

Zjawisko paleopowodzi jest widoczne w zapisie geologicznym w różnych skalach przestrzennych i czasowych. Często występował na dużą skalę i był wynikiem albo topnienia lodu lodowcowego powodującego duże wyrzuty słodkiej wody, albo wysokiego poziomu mórz naruszającego zbiorniki słodkiej wody. Jeśli zdarzenie odpływu słodkiej wody było wystarczająco duże, aby woda dotarła do systemu oceanicznego, spowodowało to zmiany w zasoleniu , które potencjalnie wpłynęły na cyrkulację oceaniczną i globalny klimat . Przepływy słodkiej wody mogą również gromadzić się, tworząc kontynentalne jeziora polodowcowe , a to kolejny wskaźnik powodzi na dużą skalę . Natomiast okresy wysokiego globalnego poziomu mórz (często podczas interglacjałów ) mogą powodować, że woda morska przerywa naturalne tamy i wpływa do zbiorników słodkiej wody. Zmiany w zasoleniu zbiorników słodkowodnych i morskich można wykryć na podstawie analizy organizmów, które zamieszkiwały te zbiorniki w danym czasie, ponieważ niektóre organizmy są bardziej przystosowane do życia w warunkach słodkich lub zasolonych.

Paleopowódź wynikająca z topnienia lodowców

Morze Champlaina

Morze Champlain było zbiornikiem słonej wody, który przeszedł kilka epizodów odświeżenia. Zaobserwowano dwa główne zdarzenia 11,4 i 13,0 ka BP (tysiąc lat przed teraźniejszością). fauny i otwornic w próbkach rdzeniowych pobranych z morza można wykorzystać do oszacowania jego zasolenia w czasie. Wiek różnych części i głębokości próbek rdzeniowych określa się za pomocą datowania radiowęglowego .

Morze Champlain znajdowało się na północ od dzisiejszego Nowego Jorku i Vermont , na południowych obrzeżach Quebecu i było otwarte na północny Ocean Atlantycki na jego północno-wschodnim ramieniu. Podczas ostatniego deglacjacji, gdy pokrywa lodowa Laurentide cofała się, na zachód od Morza Champlaina utworzyły się dwa główne jeziora polodowcowe - jezioro Agassiz i jezioro Algonquin (Rys. 1). Ponieważ te jeziora nadal się rozszerzały, słodka woda zalewała na wschód w kierunku Morza Champlaina i do niego. Jednak nadal istnieje niepewność co do lokalizacji drenażu i jego dokładnego wpływu na zasolenie oceanów. Ze względu na otwartość Morza Champlain na Ocean Atlantycki zmiany w zasoleniu Morza Champlain mogły przełożyć się na północny Atlantyk, prawdopodobnie powodując zmiany w cyrkulacji oceanicznej i klimacie. W rzeczywistości topnienie pokrywy lodowej Laurentide było tak rozległe, że jego topniejąca woda przedostała się do Zatoki Meksykańskiej , Oceanu Arktycznego i Zatoki Hudsona (ryc. 2) oprócz Morza Champlaina i Oceanu Atlantyckiego.

Materiał roślin lądowych, nasiona i muszle morskie z próbek rdzeni z Morza Champlain zostały użyte jako wskaźniki zastępcze paleosalinowości . Badając δ ¹³ C (zmiana w węglu-13) mięczaków morskich, można wywnioskować, że kiedy istniały one w Morzu Champlain, warunki były słonawe (mieszanka wody słodkiej i słonej) około 10,8 ka BP. Wartość δ ¹³ C próbki rdzenia Melo-1 (położenie patrz ryc. 3) wskazuje ilość obecnego lekkiego węgla. Biota preferencyjnie pobierają lekki węgiel, więc im więcej jest tego w próbce, tym więcej fauny i flory było obecnych w tym czasie. Ponadto próbki rdzeni z Morza Champlaina wskazują na zmianę zespołów z tych, które zamieszkują środowiska morskie, do tych, które żyją w znacznie mniej zasolonych warunkach około 11,4 do 11,2 ka BP (ryc. 4). W analizie określonej próbki rdzenia (rdzeń Melo-5, lokalizacja zaznaczona na ryc. 3) pokazanej na ryc. 4 następuje zmiana w zespołach od prawie 100% E. clavata (która zasiedla środowiska morskie) do >50% E. albiumbilicatum (która preferuje mniej zasolone warunki) — oba gatunki Elphidium . To przejście wydaje się prawdopodobne, ponieważ zostało potwierdzone w wielu badaniach. Ogólny spadek zasolenia oszacowano na od 25 psu do mniej niż 15 psu ( praktyczne jednostki zasolenia ). Spadek zasolenia zaczynający się od Melo-1 i przechodzący do Melo-5 wskazuje na translację odświeżenia w dół.

Zmiana klimatu spowodowana paleopowodziami na dużą skalę

W okresie topnienia pokrywy lodowej Laurentide trzy największe okresy ochłodzenia półkuli północnej miały miejsce bezpośrednio po dużych przepływach słodkiej wody z jeziora Agassiz. W tamtym czasie jezioro Agassiz było największym jeziorem w Ameryce Północnej i okresowo wyrzucało z niego ogromne ilości wody. Z perspektywy czasu okresowo zajmował ponad milion km ² , a często był większy niż 150 000 km ² w ciągu swojej 4000-letniej historii. Jeśli przepływ słodkiej wody do otwartego oceanu był wystarczająco duży, mógł mieć duży wpływ na powstawanie głębin północnoatlantyckich . Oznacza to, że tworzenie głębokich wód północnoatlantyckich mogło okresowo całkowicie ustać, a cyrkulacja termohalinowa mógł się zamknąć. Zasadniczo cyrkulacja termohalinowa odnosi się do cyrkulacji wynikającej z różnic temperatury i zasolenia oceanu. Na przykład duża część wód głębokich powstaje w Arktyce jako wody powierzchniowe przylegające do lodowców, które są gęstsze niż wody otaczające (ponieważ mają na nie wpływ wody z niedawnego roztopu, schłodzone przez parowanie z wiatrów powierzchniowych i są zasolone) toną do głębokiego oceanu. Jeśli jednak wystarczająco duża ilość tej wody stanie się mniej słona, głębokie oceany powstaną głównie w wyniku różnic termicznych, które wydają się być mniej dominujące niż przy dodatkowym wpływie zasolenia.

Zanim będzie można określić wpływ strumieni słodkiej wody z jeziora Agassiz na globalną cyrkulację oceaniczną i klimat, ważne jest ustalenie jego wyjściowej wartości strumienia. Jest to zasadniczo naturalny przepływ wody z jeziora w tle. Stwierdzono, że od 21,4 do 9,5 ka lat kalendarzowych ten podstawowy strumień dla jeziora Agassiz wynosi łącznie około 0,3 do 0,4 Sverdrup lub Sv (1 Sv = 1 x 106 m ³ s ^-1 ). Wartość ta została obliczona za pomocą symulacji hydrologicznych modeli numerycznych i uwzględnia spływ wód roztopowych i opadów atmosferycznych. W rzeczywistości przyjmuje się, że wartość ta jest zmienna, więc przepływy słodkiej wody do otwartego oceanu i ich wpływ na cyrkulację termohalinową, cyrkulacje oceaniczne i klimat globalny również byłby różny.

Biorąc pod uwagę ogrom jeziora Agassiz, zmiany w ukształtowaniu jego brzegów (plaże, klify) czy linii brzegowych mogą skutkować bardzo masowymi odpływami. Zmiany te były często nagłe, powodując, że tysiące kilometrów sześciennych wody wypływały przez nowo utworzone kanały odpływowe, ostatecznie docierając do otwartego oceanu jedną z czterech głównych tras. Trasy te zostały zidentyfikowane jako dolina rzeki Mississippi , dolina rzeki św. Wawrzyńca , dolina rzeki Mackenzie i cieśnina Hudson (Rys. 2). Uważa się, że te zdarzenia odpływowe, prowadzące do wyschnięcia jeziora Agassiz, mogły trwać od kilku miesięcy do kilku lat. Konsekwencją tego jest to, że szybkość odpływu byłaby niezwykle wysoka, zwłaszcza w porównaniu z wartościami, które okazały się konieczne do zakłócenia cyrkulacji termohalinowej (~ 1 Sv przez dziesięć lat lub 0,1 Sv przez około wiek) .

Poważne wybuchy jeziora Agassiz, po których nastąpiły ochłodzenia

Ostateczna wypłata skutkująca największym wybuchem

Największy wybuch jeziora Agassiz był jego ostatnim poborem, który miał miejsce około 8,4 ka lat kalendarzowych, kiedy połączył się z lodowcowym jeziorem Ojibway . Jezioro Ojibway znajdowało się na skraju lądolodu Laurentide w południowo-wschodniej części basenu Zatoki Hudsona. Całkowita powierzchnia połączonego jeziora wynosiła około 841 000 km ² . Wybuch był spowodowany pęknięciem pokrywy lodowej nad Zatoką Hudsona i szacuje się, że gdyby jezioro to zostało całkowicie wysunięte z maksymalnej głębokości około 163 000 km ³ wody zostałoby wypuszczone do Północnego Atlantyku w bardzo krótkim czasie. Biorąc pod uwagę fakt, że kanał odpływowy w tym przypadku nie był tak wąski jak w przypadku innych wybuchów, jest prawdopodobne, że jezioro rzeczywiście opadało bardzo szybko. Jeśli wybuch miał miejsce w ciągu jednego roku, strumień szacuje się na 5,2 Sv.

Alternatywa dla scenariusza wybuchu jeziora Agassiz opisuje początkowy wybuch z zachodniej części jeziora, zamiast pojedynczego wybuchu na jego wschodnim brzegu, jak opisano powyżej. W tym przypadku wysunięto hipotezę, że część pokrywy lodowej Laurentide mogła pozostać nad zachodnim Agassiz, co uniemożliwiło całkowite osuszenie podczas pierwszego epizodu na wschodzie. Około 113 000 km ³ zostało wypchniętych początkowo na wschód, co spowodowało przepływ o wartości 3,6 Sv (jeśli nastąpił w ciągu jednego roku). Kiedy niedługo później zachodnia część jeziora Agassiz wyschła, nastąpiłby przepływ o wartości 1,6 Sv (ponownie występujący w ciągu jednego roku).

Inne wybuchy

Przed ostatecznym poborem, pierwszy duży wybuch jeziora Agassiz miał miejsce około 12,9 ka lat kalendarzowych i obejmował skierowanie wody na wschód do Wielkich Jezior i św. Wawrzyńca. Zakładając, że miało to miejsce w okresie jednego roku, strumień wyniósł 0,30 Sv. Następnie kolejny wybuch miał miejsce około 11,7 ka lat kalendarzowych i obejmował łącznie dwa wydarzenia. Najpierw woda zalała południe przez dolinę rzeki Mississippi i do Zatoki Meksykańskiej. W ciągu kilku lat wody powodziowe popłynęły na północny zachód i do Oceanu Arktycznego. Te dwa etapy spowodowały całkowity przepływ 0,29 Sv (ponownie w ciągu jednego roku). Czwarta duża powódź, która poprzedziła okres ochłodzenia, miała miejsce około 11,2 ka lat kalendarzowych. W tym przypadku woda płynęła na południe, a następnie na północny zachód, powodując przepływ o wartości 0,19 Sv w ciągu jednego roku. To zdarzenie prawdopodobnie trwałoby ponad rok, zmniejszając szacowany przepływ z powodu erozji kanałów odpływowych w wyniku dwóch pierwszych głównych przepływów. Późniejsze powodzie miały miejsce po tych trzech zdarzeniach i przed ostatecznym wybuchem, ale nie są one brane pod uwagę, ponieważ ich strumienie wynikowe były na ogół słabsze i nie poprzedzały znacznego ochłodzenia.

Wpływ przepływów wody słodkiej na cyrkulację oceaniczną

Aby uzyskać wyobrażenie o wpływie dużych przepływów słodkiej wody do oceanu na globalną cyrkulację oceanów, potrzebne jest modelowanie numeryczne. Szczególne znaczenie dla przypadków przepływów słodkiej wody z jeziora Agassiz mają miejsca ich wejścia do oceanu i szybkość, z jaką weszły. Prawdopodobnym rezultatem jest to, że same strumienie, w połączeniu z efektem zmiany kierunku przepływu linii bazowej Agassiz, miały znaczący wpływ na cyrkulację oceaniczną, aw konsekwencji na klimat. Niektóre symulacje powstawania głębokich wód północnoatlantyckich potwierdzają, że te strumienie wpływają na oceany i cyrkulację termohalinową. Wykazano, że niewielki wzrost przepływów słodkiej wody zmniejsza cyrkulację termohalinową, aw niektórych przypadkach może całkowicie zatrzymać produkcję głębinowej wody północnoatlantyckiej.

Jeden konkretny model pozwalał na dopływ 1 Sv słodkiej wody do wysokich szerokości geograficznych Oceanu Atlantyckiego przez okres 10 lat, co spowodowało gwałtowny spadek temperatury powierzchni morza i słabszą cyrkulację termohalinową. W tym przypadku minęło prawie 200 lat, zanim system oceaniczny powrócił do normy. Inne badanie modelowe przeprowadzone przez tę samą grupę badawczą wykazało, że gdyby dodać tylko 0,1 Sv słodkiej wody do wysokich szerokości geograficznych północnego Atlantyku, temperatura powierzchni morza mogłaby spaść nawet o 6°C w mniej niż 100 lat, osłabiając również cyrkulację termohalinową, aczkolwiek mniej niż przy wyższych strumieniach wody słodkiej.

Ponadto w oddzielnym badaniu stwierdzono, że przepływ słodkiej wody o wartości 0,53 Sv do północnego Atlantyku przy braku istniejącej cyrkulacji termohalinowej mógłby zmniejszyć produkcję wód głębinowych w północnym Atlantyku o 95% w ciągu około wieku. Duże strumienie, takie jak ten, są w stanie ochłodzić oceany i klimat na dużą skalę. Gdyby dopływ słodkiej wody do północnego Atlantyku został zatrzymany po całkowitym ustaniu produkcji głębinowej wody północnoatlantyckiej, produkcja nie rozpoczęłaby się ponownie.

Powyższe badania modelowe sugerują, że nawet jeśli strumienie podczas głównych wybuchów jeziora Agassiz występowały przez dłuższe okresy czasu, a zatem byłyby słabsze pod względem wielkości, prawdopodobnie nadal byłyby wystarczające, aby wywołać zmianę w cyrkulacji termohalinowej i zmianę klimatu.

Zmiany klimatu wynikające z wybuchów jeziora Agassiz

Młodszy Dryas

Jezioro Agassiz nie istniało na długo przed młodszym dryasem zimny okres, więc wcześniejsze zmiany w cyrkulacji termohalinowej i klimacie byłyby prawdopodobnie spowodowane zmianą trasy innych północnoamerykańskich zlewni, prawdopodobnie w połączeniu z napływem gór lodowych. Jednak zimny okres młodszego dryasu został powiązany z przekierowaniem wód powodziowych z jeziora Agassiz. Woda, która normalnie płynęła przez rzekę Mississippi do Zatoki Meksykańskiej, została przekierowana do Wielkich Jezior i rzeki Świętego Wawrzyńca około 12,8 ka lat kalendarzowych temu. Nie ma pewności, czy ta zmiana była wystarczająca do wywołania młodszego dryasu, ale spływ przez rzekę Mississippi mógł wstępnie uwarunkować cyrkulację termohalinową przed okresem zimna i wybuchem. Dodatkowo, jeśli wybuch przy 12,9 ka lat kalendarzowych był w rzeczywistości tak intensywny jak 0,30 Sv, jego połączenie z przekierowaniem drenażu Agassiz przez rzekę Świętego Wawrzyńca do północnego Oceanu Atlantyckiego było prawdopodobnie przyczyną młodszego dryasu. Wartość 0,30 Sv przez rzekę Św. Wawrzyńca byłaby znacząca, ponieważ podstawowy drenaż wynosił tylko 0,047 Sv przez tę rzekę.

Oscylacja preborealna

Kolejnym ochłodzeniem, które nastąpiło po fazie młodszego dryasu, była oscylacja przedborealna . Niektórzy uważają, że okres ten był spowodowany wylewami słodkiej wody z Bałtyckiego Jeziora Lodowego do Morza Północnego, ale to ochłodzenie również nastąpiło tuż po wybuchach jeziora Agassiz, które miały miejsce 11,7 i 11,2 ka lat kalendarzowych. Odpływ z jeziora Agassiz w tym czasie spowodował podobne wartości przepływu słodkiej wody do Oceanu Arktycznego, jakie oszacowano z Bałtyckiego Jeziora Lodowego do Morza Nordyckiego, więc wydaje się prawdopodobne, że jezioro Agassiz przynajmniej przyczyniło się do ochłodzenia oscylacji preborealnej. Jednak ten okres ochłodzenia nie był tak intensywny jak w młodszym dryasie z kilku powodów. Po pierwsze, wybuch z jeziora Agassiz podczas oscylacji przedborealnej wpłynął do Arktyki, zamiast do północnego Atlantyku, jak podczas młodszego dryasu. Podobnie jak okres poprzedzający oscylację przedborealną między stadiami do interglacjałów cyrkulacja termohalinowa byłaby bardziej stabilna niż podczas młodszego dryasu. Wreszcie, cyrkulacja termohalinowa na północnym Atlantyku nie była wstępnie uwarunkowana przed oscylacją przedborealną, ponieważ woda topniejąca z jeziora Agassiz nie była kierowana do Zatoki Meksykańskiej.

Ostateczne ochłodzenie wywołane jeziorem Agassiz

Analiza rdzeni lodowych Grenlandii , próbek rdzeni oceanicznych i innych źródeł ujawniła ochłodzenie na dużą skalę około 8,4 - 8,0 ka lat kalendarzowych W związku z tym stwierdzono, że to zimne zdarzenie było prawdopodobnie spowodowane końcowym dużym spadkiem i związanym z nim masowym wybuchem od jeziora Agassiz do północnego Atlantyku. Mimo że w tym momencie uwolniono ponad 10-krotnie więcej wody niż podczas młodszego dryasu iw konsekwencji zaburzono cyrkulację termohalinową, efekt ochłodzenia był stosunkowo niewielki. Uważa się, że wynika to z dwóch powodów: 1) ocean znajdował się już w trybie ciepłego interglacjału oraz 2) woda przepłynęła przez Cieśninę Hudsona i wpłynęła do Północnoatlantyckiego Oceanu prawie 2000 km na północ od miejsca, w którym nastąpił odpływ wszedł do oceanu przed młodszym dryasem.

Pozostałe niewiadome

Chociaż wiele wiadomo na temat interakcji między paleopowodziami na dużą skalę, cyrkulacją oceaniczną i klimatem, wciąż pozostaje wiele do odkrycia. Jeśli chodzi o epizody odświeżania Morza Champlaina, dokładne lokalizacje i czas spływu do morza nadal pozostają wątpliwe. Czynniki te z kolei wpłynęły na zmiany cyrkulacji oceanicznej i potencjalnie klimatu.

To, co wiadomo o odwadnianiu jeziora Agassiz, jest w dużej mierze oparte na badaniach modelowych. Podobnie jak w przypadku Morza Champlain, wielkość, czas i kierunek strumieni z jeziora Agassiz mają ogromny wpływ na późniejsze konsekwencje. Kilka pytań, które pozostają, obejmuje między innymi następujące: Czy szacunki podstawowego przepływu jeziora Agassiz są prawidłowe i czy zmiany w nim są dokładnie uwzględnione? W jakim dokładnie okresie czasu trwały różne epizody drenażu? Ile wody faktycznie zostało odprowadzone podczas tych epizodów i gdzie dostała się do otwartego oceanu? Jaki był dokładny wpływ drenażu na tworzenie się głębin północnoatlantyckich, cyrkulację termohalinową i klimat? Istnieją dwa proponowane scenariusze ostatecznego wysunięcia jeziora Agassiz, więc który z nich jest właściwy?

Powyższe to tylko niektóre z wyzwań stojących przed próbą rekonstrukcji wydarzeń w historii Ziemi. Chociaż jest to trudna dziedzina badań, stale dokonuje się postępów w zrozumieniu wskaźników zastępczych i wskaźników niektórych parametrów środowiskowych w zapisie geologicznym.