Резкие климатические изменения в прошлом и их связь с режимами термохалинной циркуляции



страница1/4
Дата19.07.2019
Размер11.5 Mb.
#123826
ТипРеферат
  1   2   3   4

DOI: 10.21513/2410-8758-2017-1-ХХ-ХХ УДК 551.583.2
РЕЗКИЕ КЛИМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ В ПРОШЛОМ И ИХ СВЯЗЬ С РЕЖИМАМИ МЕРИДИОНАЛЬНОЙ ЦИРКУЛЯЦИИ В АТЛАНТИЧЕСКОМ ОКЕАНЕ
Е. А. Аверьянова, А. Б. Полонский

Институт природно-технических систем,

РФ, 299011, г. Севастополь, ул. Ленина, 28; eisal@mail.ru, apolonsky5@mail.ru
Реферат. Работа носит обзорный характер и посвящена анализу причин резких климатических изменений, происходивших в последние ~120 тыс. лет до настоящего времени (до н.в.). В обзоре систематизируются сведения о связи резких климатических изменений (осцилляции Дансгора-Эшгера, cобытия Хайнриха, Поздний Дриас, событие 8.2 тыс. лет до н. в. и др.) с режимом меридиональной циркуляции в Атлантическом океане. Приводятся многочисленные подтверждения реализации различных циркуляционных режимов в прошлом. Ослабление меридиональной циркуляционной ячейки могло проходить по двум сценариям: 1) опреснение Северной Атлантики из-за резкой разгрузки пресных вод ледникового озера Агассис, как это имело место в Позднем Дриасе или при событии 8.2 тыс. лет до н. в.; 2) опреснение, связанное с событиями Хайнриха, т. е. с катастрофической айсберговой разгрузкой.

Ключевые слова: Меридиональная циркуляция, Атлантический океан, события Хайнриха, осцилляции Дансгора-Эшгера, Поздний Дриас, максимум последнего оледенения, Североатлантическая глубинная водная масса, Антарктическая придонная водная масса.

ABRUPT CLIMATE CHANGES IN THE PAST AND THEIR RELATION TO ATLANTIC MERIDIONAL OVERTURNING CIRCULATION MODES
E. A. Averyanova, A. B. Polonsky

Institute of Natural and Technical Systems,

28, Lenina street, Sevastopol, 299011, Russia; eisal@mail.ru, apolonsky5@mail.ru
Summary. This paper is a review aimed at the analysis of causes of abrupt climate changes over the last ~120 thousands years. In the review, we present systematized information about the relationships of abrupt climate change events (such as Dansgaard-Oeschger oscillation, Heinrich events, Younger Dryas, 8.2-kyears event) with the modes of Atlantic meridional overturning circulation (AMOC). Numerous evidences of occurrence of different AMOC modes in the past are presented. Weakening of the meridional circulation cell could take place under two scenarios: 1) North Atlantic freshening due to abrupt discharge of fresh water glacial lake Agassiz, as it took place in the Younger Dryas or at 8.2-kyears event; 2) North Atlantic freshening associated with Heinrich events, i.e., catastrophic iceberg discharge events.

Key words: Meridional overturning circulation, Atlantic ocean, Heinrich events, Dansgaard-Oeschger oscillation, Younger Dryas, Last Glacial Maximum, North Atlantic deep water, Antarctic bottom water.
Общие сведения о термохалинной циркуляции и ее влиянии на климат. Значительное влияние океана на климат обусловлено несколькими причинами, в частности, его способностью аккумулировать и переносить тепло в меридиональном направлении. За счет большей теплоемкости по сравнению с атмосферой и окружающими его континентами океан медленно нагревается и медленно охлаждается, что уменьшает амплитуду сезонных колебаний гидрометеорологических параметров (Лаппо и др., 1997). Вместе с тем, Мировой океан обеспечивает существенную долю интегрального меридионального переноса тепла (МПТ) в системе океан − атмосфера, особенно в низких широтах. В приэкваториальных широтах эта доля достигает ~2/3 общего интегрального МПТ (Trenberth, Caron, 2001). Это приводит к сглаживанию межширотных климатических контрастов.

Представленные на рис. 1 оценки океанического МПТ в Северной Атлантике показывают, что в настоящее время в тропической и субтропической зонах Атлантического океане происходит перенос тепла к северу, величина которого составляет порядка 1 ПВт (1 ПВт=1015 Вт).





Рисунок 1. Средние за период 1957-1998 гг. меридиональные переносы тепла в северной части Атлантического океана и их среднеквадратические вариации

(Полонский, Крашенинникова, 2007).


Ключевым механизмом, контролирующим МПТ, является меридиональная термохалинная циркуляция (ТХЦ). ТХЦ ­­– это часть глобальной циркуляции, которая обусловлена глобальными меридиональными градиентами плотности, создаваемыми потоками тепла и влаги на поверхности океана. В результате резких изменений интенсивности ТХЦ могут происходить катастрофические изменения климата. Результаты модельных экспериментов показывают, что в среднем по Северному полушарию температурный отклик на блокировку ТХЦ, возникающую за счет резких изменений гидрологического цикла (приводящих к быстрому опреснению поверхности субарктических регионов Северной Атлантики) составляет ~2°C (Vellinga, Wood, 2008), а региональные изменения еще более значительны (рис. 2). Так, например, максимум похолодания приурочен к Арктическому региону, где падение температуры превышает 12°C. В Западной Европе в результате коллапса меридиональной циркуляционной ячейки возможно похолодание на 3-5°C в первое десятилетие, и на 2-3°C в третье десятилетие после коллапса. Кроме того, остановка ТХЦ может привести к снижению количества осадков над сушей в Северном полушарии, в среднем на 6 см/год, а также к быстрому локальному изменению уровня моря - до 25-50 см в северной части Атлантического океана. Изменения в количестве осадков и уровня моря могут существенно повлиять и на регионы за пределами Северной Атлантики (Wood et al., 2003; Vellinga, Wood, 2008)

Рисунок 2. Средний отклик поверхностной температуры воздуха на искусственную блокировку ТХЦ в модели HadCM3, усредненный за первое десятилетие после коллапса меридиональной циркуляционной ячейки (Wood et al., 2003).
Приведем сведения о меридиональной циркуляции (МЦ) в Атлантическом океане в различные климатические эпохи. Формирование ячейки МЦ при современном климате происходит следующим образом. Антарктическая придонная вода (АДВ) формируется в Южном океане в результате поверхностного охлаждения в полыньях и осолонении при льдообразовании. Основные источники АДВ показаны на рис. 3а звездочками. В процессе ее образования участвуют Антарктическая шельфовая вода и глубинная вода Антарктического циркумполярного течения. АДВ распространяется на север в абиссальной зоне океана. Скорость ее продукции составляет ~5÷10 Св (1 Св = 106 м3/с), из них в Атлантическом секторе 2÷5 Св (Orsi et al., 1999; Jacobs, 2004). В северной части Северной Атлантики формируется холодная и плотная Североатлантическая глубинная вода (САГВ). Она состоит из трех компонент (рис. 3б): Лабрадорская, северо-западная и северо-восточная глубинная водные массы (ЛВ, СЗГВ и СВГВ). ЛВ образуется в результате зимней конвекции в Лабрадорском море и в отдельные годы в море Ирмингера. СЗГВ и СВГВ образуются следующим образом: промежуточные воды Гренландского и Норвежского морей перетекают через пороги Фареро-Исландского хребта, Фареро-Шетландского и Датского проливов; далее они заглубляются при смешении с местными водами в бассейнах, располагающихся к югу от порогов. СЗГВ и СВГВ проникают до глубин 2.5–4 км. Скорость продукции САГВ в Северной Атлантике составляет 18±5Св (Фалина, 2005; Talley et al., 2003). Она распространяется на юг в слое над АДВ. Поскольку скорость продукции САГВ превышает скорость продукции АДВ, в верхнем бароклинном слое формируется компенсационный перенос, направленный на север. Это и приводит к формированию кросс-экваториального океанического МПТ в Атлантическом океане, направленному на север.

Отметим отсутствие очага формирования глубинных водных масс в Северной части Тихого океана. Это объясняется тем, что разность между соленостью поверхностных вод в субполярных широтах Северной Атлантики и Северной части Тихого океана составляют ~ 2–3‰. В работе (Emile-Broecker et al., 2003) пониженная соленость высоких широтах Тихого океана объясняется слабым обменом между субполярным и субтропическим круговоротами, локальным преобладанием осадков над испарением в высоких широтах северной части Тихого океана благодаря переносу влаги, связанному с Азиатским муссоном. Вследствие пониженной солености поверхностные воды Северной части Тихого океана, даже охлажденные до точки замерзания (-1.8°C), не проникают глубже нескольких сот метров (Broecker, 1991).

Кроме термохалинного механизма, описание которого приведено выше, в литературе предложены и другие механизмы, контролирующие ячейку МЦ в Атлантическом океане. Ряд авторов, например, (Munk, 1966; Munk, Wunsch 1998; Wunsch, Ferrari, 2004) полагают, что диапикническое перемешивание является основным механизмом, контролирующим плотностную стратификацию и определяющим интенсивность МЦ. Наиболее важными процессами, приводящими к перемешиванию, являются: 1) обрушение внутренних волн, генерируемых ветром, взаимодействием абиссальных приливных потоков или мезомасштабных вихрей с топографией (Garrett, St. Laurent, 2002; St. Laurent, Garrett, 2002; Wunsch, Ferrari, 2004); 2) двойная диффузия (Федоров, 1976). Некоторые авторы, например, (Toggweiler, Samuels, 1993, 1995, 1998) считают, что интенсивность ветрового апвеллинга в Южном океане также является одним из факторов, контролирующих МЦ. Вместе с тем, модельные исследования показывают, что при «выключении» ветрового форсинга в стандартной климатической модели ячейка МЦ в Атлантическом океане ослабевает, но качественно остается такой же (Rahmstorf, 2006). Отметим, что проблема взаимодействия термохалинной и ветровой циркуляции относится к классическим (и до конца не разрешенным) проблемам динамики океанических течений и активно обсуждается на протяжении многих десятилетий, начиная с середины 20 века (Линейкин, 1956; Stommel, 1957; Саркисян, 1966). Таким образом, вопрос о том, какой из перечисленных механизмов преобладает в реальном океане, требует дальнейших исследований (Rahmstorf, 2006; Полонский, 2010). В настоящей работе основное внимание уделяется именно термохалинному механизму, т.к., по нашему мнению, он в большей степени отвечает за переключение между режимами МЦ.

а) б)


Рисунок 3. а) Схема формирования и распространения АДВ в Южном океане. б) Схема формирования и распространения САГВ в Северной части Северной Атлантики

(Morozov et al., 2010).

Звездочками отмечены районы формирования АДВ: 1- море Уэддела; 2,3 - Восточная и западная части моря Росса; 4 - Земля Адели; 5 – Море Содружеств.
Предположения о принципиальной возможности резкого изменения интенсивности ТХЦ в Атлантике высказывались еще более 100 лет назад (см. обзорную работу Weaver et al., 1999), но только в 1961 г. Стоммел в своей пионерской работе на основе анализа простой двухбоксовой модели показал возможность существования нескольких режимов ТХЦ в идеализированном океане (Stommel, 1961). Позднее возможность существования мультирежимов ТХЦ была подтверждена в рамках трехмерной океанической модели и совместной модели системы «океан-атмосфера» (Bryan, 1986; Manabe, Stouffer, 1988). Обычно переходы между режимами ТХЦ вызываются изменениями гидрологического цикла, приводящими к резким возмущениям вертикальной стратификации вод и интенсивности термохалинной конвекции (см., например, Полонский и др., 2014; Huang et al., 1992; Tziperman, 2000). Подтверждения идеи о мультирежимах ТХЦ получены в работах по палеоклиматической тематике. Имеются надежные свидетельства широтных сдвигов областей конвекции (Alley et al., 1999; Oppo et al., 1993) и уменьшения интенсивности или даже полного прекращения формирования САГВ в прошлом (Keigwin, Lehman, 1994; Elliot et al., 2002), приводящих к резким изменениям величины МПТ и сопутствующим изменениям климатической системы. Показано таким образом, что кроме современного (или теплого режима) МЦ в Атлантическом океане за последние 115 тыс. лет реализовались холодный режим и режим Хайнриха (рис. 4).



Рисунок 4. Схематическое изображение трех основных режимов циркуляции в Северной Атлантике (Rahmstorf, 2002).

а) – cовременный режим, б) – режим с мелкой циркуляционной ячейкой, в) – режим Хайнриха (off-режим), при котором отсутствует формирование САГВ. Пунктирной линией показано распространение АДВ, а сплошной – распространение САГВ.


При холодном режиме регион формирования САГВ смещался по сравнению с современным и располагался южнее Гренландии в области субполярной Северной Атлантики. При этом САГВ не опускалась так глубоко, как при современном режиме, она проникала не глубже 1.5-2 км. Как следствие, формировалась мелкая циркуляционная ячейка. При режиме Хайнриха (или off-режиме, подробности см. в разделе «Типы резких климатических событий и их особенности») в результате попадания в океан обломочного асбергового материала и последующего резкого опреснения в Северной Атлантике продукция САГВ значительно уменьшалась или прекращалась совсем. Это приводило к значительному ослаблению, или полному коллапсу меридиональной циркуляционной ячейки. Абиссальные части Атлантического бассейна заполнялись глубинными водами Антарктического происхождения. Переход между различными циркуляционными режимами в литературе называют термохалинной катастрофой.

Идею множественности режимов ТХЦ и переходов между ними часто используют для объяснения резких климатических изменений, которые были характерны для нескольких последних циклов «оледенение (или гляциал) – межледниковье (межгляциал или климатический оптимум)». Под резким климатическим изменением при этом понимается устойчивый переход к другому типу климата, происходящий за временной интервал порядка десятков лет. Данная работа посвящена анализу механизмов таких изменений, относящихся, главным образом, к последнему (наиболее изученному) из таких циклов. Он охватывает период ~120 тыс. лет до н.в. и включает Вюрсмское (Вислинское) оледенение и Голоцен. Далее остановимся на основных типах резких климатических изменений, происходивших в этот период.


Типы резких климатических изменений их особенности.

Осцилляции Дансгора-Эшгера (Д/О-осцилляции или Д/О-колебания) – возможно, наиболее частые и явно выраженные резкие климатические изменения, выделяемые в различных палеоклиматических рядах (рис. 5). По данным, восстановленным на основе анализа Гренландских ледовых кернов, Д/О-цикл начинается с резких потеплений, достигающих 5-10°С за несколько десятилетий. В литературе их называют Д/О-событиями или Д/О-интерстадиалами (Д/О-потеплениями) по фамилиям впервые описавших их авторов (Dansgaard et al., 1984; Oeschger et al. 1983). При типичных Д/О-событиях температура в Гренландии достигала 16°C ± 2.5°C (Masson-Delmotte et al., 2013). За Д/О-событиями следовали так называемые Д/О-стадиалы или Д/О-похолодания – периоды медленного снижения приземной температуры продолжительностью в несколько столетий.



Рисунок 5. Сравнение типичной изотопной записи климатических изменений в донных отложениях по данным SPECMAP (The Mapping Spectral Variability in Global Climate Project) и данных проекта NGRIP по относительному содержанию изотопа кислорода-18 (δ18О) в ледовых кернах, косвенно характеризующему температуру воздуха (Andersen et al., 2004).
Набор данных глобального климатического проекта картографирования спектральной изменчивости SPECMAP (Imbrie et al., 1984) представляет собой композитный ряд, составленный из нормированных усредненных данных об изотопном составе кислорода плантктонных фораминифер низких широт, он имеет разрешение, характерное для климатических временных рядов, полученных из морских донных отложений с меньшими, чем современные скоростями седиментации (менее 5–8 см/1000 лет). Данные NGRIP имеют высокое разрешение и охватывают последние 123 тыс. лет, они обнаруживают изменчивость на столетних и тысячелетних масштабах. На рисунке отмечено последнее резкое похолодание – Поздний Дриас, Д/О-события и события Хайнриха пронумерованы (1–25 и H1–H6, соответственно) (Clement, Peterson, 2008).
За последние 120 тыс. лет произошло 25 Д/О-событий, которые нумеруются последовательно от 1 до 25, и обозначаются как Д/О-N, где N-номер события. Некоторые Д/О-события имеют собственные названия, так, например, Д/О-1 в литературе часто называют Бёллингское потепление, а события Д/О-8 и Д/О-12 очень часто в литературе называют IS8 и IS12 (аббревиатура IS от термина «интерстадиал»). Д/О-события характерны не только для Гренландии. Они обнаружены по данным температуры поверхности океана (ТПО), восстановленной из соотношений ненасыщенных изомеров алкенона в донных отложениях, взятых с Бермудского поднятия (Sachs, Lehman, 1999), по данным о насыщении кислородом донных вод в заливе Санта Барбара (Behl, Kennett, 1996), по результатам исследований отложений терригенных частиц в Аравийском море (Schulz et al., 1998), в температурных рядах, полученных из ледового керна Бирд (Западная Атлантика) (Blunier, Brook, 2001), в исследованиях изотопного состава углерода (13С) и кислорода (18O), отношения 234U/230Th в натечных формах пещер Западной Европы (Genty et al., 2003).

В работе (Bond et al., 1993) показано точное соответствие Д/О-событий, идентифицированных в рядах восстановленной по гренландским ледовым кернам температуры воздуха и в рядах ТПО, восстановленных по результатам анализа осадочных донных отложений в Северной Атлантике.

В (Jouzel et al., 2007) анализируются данные, полученные из ледовых кернов Восточной Антарктики. По этим данным за последние 800 тыс. лет выявлены климатические циклы, аналогичные Д/О-осцилляциям. Они находятся в противофазе с резкими изменениями климата в Северном полушарии. Это является одним из проявлений биполярных колебаний (когда похолодание в Южном полушарии сопровождается потеплением в Северном полушарии и наоборот). Наиболее полный обзор Д/О-событий дан в работе (Voelker, 2002). В ней представлены карты пространственного распределения палеоклиматических рядов (всего 183 точки) с различным разрешением для периода 59÷29 тыс. лет от н.в., который в литературе называют третьей морской изотопной стадией (в англоязычной литературе Marine Isotope Stage 3 (MIS3)). На рис. 6 видна большая неоднородность пространственного распределения данных: наибольшая плотность – в Северной Атлантике, наименьшая – в Южном полушарии. Большая часть всех этих данных четко свидетельствует о наличии Д/О-событий, которые выявлены по всему земному шару, включая тропическую зону и Южное полушарие.


а) б)

Рисунок 6. Пространственное распределение палеоклиматических записей (Voelker, 2002):

а) – с разрешением порядка 200 лет (или более высокое разрешение), что считается достаточным для выявления Д/О-событий;

б) – с разрешением порядка 200–500 лет (или более низкое разрешение).
Использовался следующий критерий: данные должны были содержать 7 или более точек за 1500летний цикл (для разрешения порядка 200 лет) и 5-7 точек за каждый Д/О-цикл (для разрешения порядка 200–500 лет). Черными закрашенными кружками отмечены точки с четко выраженными Д/О-осцилляциями и незакрашенными – с отсутствующими или неясно выраженными Д/О-осцилляциями.
Отметим наличие альтернативной точки зрения. Так например, в работе Вунша (Wunsch, 2006) высказывается гипотеза о том, что Д/О события не носят глобальный характер, а являются локальными. По мнению автора, они характерны для центральной Гренландии и являются следствием взаимодействия поля ветра с континентальным ледниковым щитом. И поэтому в дальнейших исследованиях Д/О-событий основное внимание должно уделяться взаимосвязи этих двух факторов.

Согласно общепринятой точке зрения, наибольшие амплитуды Д/О-событий отмечаются в Североатлантическом регионе и в Южном полушарии, а в особенности, в Южной Атлантике. Типичный период Д/О-цикла составляет около 1500 лет. Однако идентифицировано несколько Д/О-событий с периодами около 3000 и 4500 лет (Alley et al., 2001). Продолжительность холодной фазы 1500-летнего Д/О-цикла составляет около 600 лет, а амплитуда температурных изменений составляет «50–75% от полного диапазона между оледенением и межледниковьем» (Васильчук, 2009).

Бонд с соавторами указали еще на одну важную особенность: наличие квазипериодических повторений из нескольких последовательных Д/О циклов. Каждый из них характеризуется отрицательным трендом температуры и заканчивается резким сдвигом от холодных условий к теплым (Bond et al., 1993).

Единого мнения по поводу механизмов генерации Д/О-циклов в научном сообществе нет. В литературе описаны различные механизмы возникновения Д/О-циклов, включая внутреннюю климатическую нестабильность в системе океан-морской лед, совместную изменчивость в системе океан - ледовые щиты, флуктуации в системе морской лед - шельфовые ледники, изменчивость солнечной активности (см. (Menviel et al., 2014) и ссылки в этой работе).



События Хайнриха – важнейший тип климатических событий, период которых варьирует в интервале от 5 до 10 тыс. лет (рис. 5). Эти события характеризуются отдельными специфическими слоями в донных отложениях Северной Атлантики (Heinrich, 1988). Толщина слоев Хайнриха различна в разных регионах: от сантиметров в Восточной Атлантике до нескольких метров в море Лабрадор. Осадочные отложения в них насыщенны обломочным айсберговым материалом (ice rafted debris). Слои Хайнриха сформировались вследствие эпизодических массивных «выбросов» айсбергов, так называемых эпизодов катастрофической айсберговой разгрузки вследствие серджа (внезапного резкого увеличения скорости движения ледника) Лаврентийского ледового щита через Гудзонов пролив, при котором до 10% ледовых щитов «сползало» в океан (Bond et al., 1992; Andrews, 1998; Chappell, 2002). Причиной сёрджа могло стать достижение ледовым щитом критической массы, приводящее к нестабильности (в англоязычной литературе этот механизм называется binge-purge oscillation). При этом пусковым механизмом процесса могли стать даже небольшие возмущения (MacAyeal, 1993). Движение ледниковых щитов и последующая айсберговая разгрузка приводили к опреснению и увеличению уровня моря. Повышение уровня продолжалось несколько столетий (250 – 750 лет), а типичная величина изменения уровня составляла около 15 м. Исследование возможных пусковых механизмов, которые могут синхронизировать разгрузку ледовых щитов является одним из важнейших вопросов, связанных с событиями Хайнриха. В литературе предложены и другие механизмы формирования слоев Хайнриха, например, разрушение шельфовых ледников (Hemming, 2004) или йокульхлейп ледниковых озер, располагавшихся в области Гудзонова залива (Johnson, Lauritzen, 1995) (йокульхлейп - резкий сброс больших объемов воды из подлёдных или приледниковых озёр, иногда он может быть спровоцирован извержением подледных вулканов).

Имеется взаимосвязь между Д/О-событиями и событиями Хайнриха. За каждым событием Хайнриха следует очень теплое Д/О-событие. Следующее Д/О-событие характеризуется тем, что после него происходит постепенное охлаждение, иногда на фоне еще нескольких Д/О-колебаний, заканчивающееся следующим события Хайнриха (аналогом такого рода колебаний в голоцене являются циклы Бонда). Это объясняется постепенным увеличением Лаврентийского ледникового щита в период между событиями Хайнриха. Очевидно, что события Хайнриха всегда происходили во время холодных стадиалов, а не в теплую фазу Д/О-событий (Bond et al., 1992). Отметим, что в Гренландии стадиалы были в равной степени холодными и при наличии, и при отсутствии событий Хайнриха (Bond, Lotti, 1995).

Оценки величины возмущений гидрологического цикла во время событий Хайнриха, выполненные в ранних работах (MacAyeal, 1993; Alley, MacAyeal, 1994; Licciardi et al., 1999), показывают, что дополнительный приток пресных вод для типичного события Хайнриха составляет 0.07 – 0.1 Св. Хемминг провела оценки, основанные на анализе концентрации изотопов кислорода в Северной Атлантике, и пришла к выводу, что величина притока пресных вод зависит от длительности событий таяния льда, определяющей интенсивность перемешивания (Hemming, 2004). Ее оценки дают на порядок большую величину притока пресных вод (1 Св в течение года – для коротких событий Хайнриха, 0.15–0.3 Св в течение 500 лет – для продолжительных событий Хайнриха).

За последние 100 тыс. лет имело место 6 событий Хайнриха (H1–H6). Переход от последнего ледникового максимума или максимума последнего оледенения (МПО) (21–19 тыс лет до н.в) к более теплому климату был прерван событием H1 (началось 17.5 тыс лет до н.в.), это событие соответствует первому стадиалу Хайнриха (19–14.64 тыс лет до н.в), который в литературе также называют Древнейший Дриас или Ранний Дриас (в англоязычной литературе Oldest Dryas), после него начался переход к более теплым условиям – Бёллингское потепление, которое было прервано холодным периодом Древний Дриас или Средний Дриас (в англоязычной литературе Older Dryas), после которого продолжилось Аллерёдское потепление (Masson-Delmotte et al., 2013).

Последнее крупное глобальное климатическое изменение, выделяемое по палеоданным – Поздний Дриас (в англоязычной литературе Younger Dryas) (12.85–11.65) тыс. лет назад (Masson-Delmotte et al., 2013), внезапное возвращение к около ледниковым температурам в высоких широтах Северной Атлантики, которое длилось около 1000 лет в конце последнего ледникового периода (рис. 5). В Антарктике на этой стадии усиливалось потепление. Название всех этих периодов – Дриас дано по названию холодоустойчивого (холодостойкого) растения дриада восьмилепестная (лат. dryas octopetala), о наличии которого в Позднем Дриасе свидетельствовали результаты палеоботанических и литостратиграфических исследований в озерах и болотах Дании и Швеции (см., например, (Björck, 2007) и ссылки в этой работе). Иногда Поздний Дриас называют нулевым событием Хайнриха (H0). Поздний Дриас закончился резким потеплением – началом Голоцена. В Позднем Дриасе вода, образовавшаяся вследствие таяния Лаврентийского ледового щита в конце последнего ледникового периода, накапливалась в озере Агассис, и затем попала в Северную Атлантику (Broecker et. al., 1989; Rahmstorf, 2002) через Великие Американские озера и бассейн реки Св. Лаврентия. Дополнительный приток пресной воды в Атлантику привнесли воды Балтийского ледникового озера, поступление которых в океан происходило в 2 этапа: перед началом Позднего Дриаса (12.8 тыс. лет назад) и в конце Позднего Дриаса 11.55 тыс. лет назад (Hyttinen, 2012 и ссылки в этой работе).

В работах (Hughen et al., 1998; Wang et al., 2001; Shuman et al., 2002; Vacco et al., 2005) показано, что похолодание при Позднем Дриасе прослеживалось во всем Северном полушарии, но наиболее ярко оно было выражено в Северо-восточной Атлантике. Кроме того, это похолодание сопровождалось сдвигом внутритропической зоны конвергенции (ВЗК) к югу и аномально засушливыми условиями в регионах Африки и Азии, характеризующимися муссонным климатом.

В работах (Firestone et al., 2007; Israde-Alcántara et al., 2012) высказана гипотеза о том, что причиной похолодания и вымирания мегафауны в Позднем Дриасе стало падение метеорита в центральной Мексике (в районе озера Куицео) 12.9 тыс лет до н.в. В литературе эта гипотеза вызывает оживленные дискуссии и считается спорной (см., например, Dalton, 2007; Kerr, 2007; Pinter, Ishman, 2008; French, Koeberl, 2010; Kerr, 2010; Jones, 2013). Не во всех работах, авторы которых пытались воспроизвести результаты (Firestone et al., 2007; Israde-Alcántara et al., 2012), им это удалось (Surovell et al., 2009; Pinter et al., 2011). Полный обзор, посвященный критическому анализу этой гипотезы, дан в работах (Van Hoesel et al., 2014; Holliday et al., 2014).

Наиболее резко выраженное похолодание Голоцена, определяемое по Гренландским ледовым кернами, геологическим отложениям в тропических и умеренных широтах Северной Атлантики, – так называемое «событие 8.2 тыс. лет до н.в.» (в англ. литературе - 8.2 kiloyear event, или 8k event),– напрямую связано с изменениями интенсивности ТХЦ в Атлантическом океане. Предполагается, что пусковым механизмом похолодания был сток пресных вод из ледникового озера Агассис и пульсации потока соли в Северной Атлантике, возникающие за счет разрушений Лаврентийского ледникового щита. Они привели к ослаблению ТХЦ, следствием которого стало уменьшение температуры в Северном полушарии (Barber et al. 1999). Интенсивность похолодания в этот период примерно в два раза меньше, чем во время Позднего Дриаса (Keigwin, Boyle, 2000).


Изменения меридиональной океанической циркуляции в Атлантике в связи с резкими и квазипериодическими климатическими изменениями

Брокер с соавторами одним из первых высказал гипотезу о возможности реализации отличных от современного режимов ТХЦ в прошлом, связанных с переходами от теплых к холодным климатическим условиям (Broecker et al., 1985). Они показали, что изменения температуры на тысячелетних масштабах (колебания стадиал/интерстадиал) и на более длительных масштабах (колебания гляциал/интергляциал) связаны с изменением океанической циркуляции. Гипотеза Брокера нашла свое подтверждение в более поздних работах. В настоящем разделе мы кратко рассмотрим способы идентификации изменений МЦ в прошлом, на которых основаны эти работы.



Анализ состава донных отложений, кораллов, ледовых кернов может дать информацию об океанической циркуляции в прошлом. Восстановление временных рядов температуры или солености океана возможно, например, по данным о популяции ископаемых видов планктона. ТПО можно определить по индексам ненасыщенности непредельных кетонов с сопряженными двойными связями (алкенонов). Алкеноны и соответствующие им алкеноаты являются результатом жизнедеятельности отдельных видов гапнофитовых водорослей, обитающих в верхнем фотическом слое. Методика основана на том, что различные гидрологические условия влияют на скорость роста и размножение водорослей, а, следовательно, и на содержание алкенонов (Herbert, 2003).

Каталог: journals -> FAC -> FAC 2017
journals -> Спортивная диета
journals -> "The Pro Creator" Hany Rambod От «творца» Хэни Рэмбода fst-7 – ключ к росту мышц. Часть 1 Что такое fst-7?
journals -> Методические рекомендации по выполнению серий пампинговых подходов. И в конце были даны примеры тренировочных программ, состоящих как из обычных подходов, так и из памповых семерок
journals -> Моделирование процессов и modelling of processes и устройств and devices
journals -> Шаблон Эво-общий
journals -> Химическая технология chemical technology
journals -> Х. М. Рахимянов, доктор техн наук, профессор, В. В. Янпольский, канд техн наук, доцент
journals -> Электроискровое спекание смесей металлических порошков и композитов c металлическими матрицами: особенности формирования структуры и свойства спеченных материалов
journals -> Все, что вам нужно знать о вашем ребенке с рождения до двух лет. Часть 1


Поделитесь с Вашими друзьями:
  1   2   3   4




База данных защищена авторским правом ©vossta.ru 2022
обратиться к администрации

    Главная страница