Морская изотопная стадия

Перейти к навигацииПерейти к поиску
Изменения δ18O (правая шкала) в ракушках бентосных микроорганизмов, переведенные в колебания темпеатуры, полученные из кернов станции Восток (левая шкала). На картинке показано, как миллион лет назад сменились ледниковые циклы: вместо 41 тысяч лет, их продолжительность стала 100 тысяч лет, см. Циклы Миланковича.
Морские изотопные стадии 1−13. По оси абсцисс — тыс. лет, по оси ординат — δ18O в промилле (‰)
Морские изотопные стадии (справа) в хронологической шкале изменения климатических показателей северного полушария за последние 47,5 тыс. лет (хронология показана в системе записи времени «до нашей эры»). Левее шкалы МИС — осцилляции Дансгора — Эшгера, ещё левее — события Хайнриха
Содержание атмосферного CO2 и глобальный объём льда (по изменению δ18O в бентосных фораминиферах) за последние 800 тыс. лет.

Морские изотопные стадии или МИС (в англоязычной литературе MIS, marine isotope stage), также изотопно-кислородные стадии (oxygen isotope stages) отражают изотопные вариации кислорода, наблюдаемые в морских осадочных отложениях, озёрных отложениях и ледниковых толщах[1][2]. В основе выделения стадий лежит закономерное изменение соотношения между изотопами кислорода морской воды при климатических изменениях➤. В совокупности эти стадии формируют шкалу, которая используется как инструмент построения глобальных и межрегиональных геохронологических корреляций[3].

Основы

Изменения климата приводят к изменению количества воды, запасённой в ледниках. При замерзании воды возникают эффекты фракционирования[комм. 1]: вода, содержащая изотоп кислорода 16O, и вода с изотопом 18O замерзают с разной скоростью, что изменяет δ18O (см. также δ18O[англ.]) — измеряемую в промилле (‰) величину, производную от отношения 18О/16О. Во время холодных периодов растут ледники, они изымают воду из Мирового океана, а так как вода с 16O переходит в лёд быстрее, чем вода с 18O, то в Мировом океане остаётся больше 18О, и δ18O увеличивается. Во время тёплых периодов ледники тают и δ18O уменьшается. Таким образом, история изменения δ18O отражает историю изменения климата на Земле и выступает в качестве заменителя (прокси) непосредственных измерений температуры[4][1].

Историю изменения δ18O можно извлечь из кернов ледников, пыльцы наземных растений в озёрных отложениях, или ракушек морских бентосных организмов, например, фораминифер, живущих при постоянной температуре придонной воды (±1°С) и отражающих образование или таяние ледников. Планктонные же фораминиферы «записывают» изменение температуры и солёности[4][1].

История

Впервые морские изотопные стадии были введены Чезаре Эмилиани, который в 1955 году показал, как менялся изотопный состав кислорода с течением времени в планктонных фораминиферах из буровых кернов Карибского моря. Работа Эмилиани, в свою очередь, была продолжением исследования Гарольда Юри, выпущенном в виде статьи в 1947 году о соотношении изотопов кислорода-18 и кислорода-16 в кальците — основном химическом компоненте раковин и других твёрдых частей различных морских организмов, которое варьируется в зависимости от преобладающей температуры воды, при которой образовался минерал[5]. Первоначально предполагалось, что изменение изотопного состава отражает изменение палеотемпературы, однако позже было установлено, что это изменение объёма льда на суше[6], поскольку, помимо температуры, на изотопное фракционирование влияют другие факторы (в первую очередь, приток пресных вод[6]).

Схема нумерации

Эмилиани предложил схему нумерации: стадии нумеруются в сторону более древних стадий (МИС 1 для голоцена), нечётные номера для тёплых стадий, чётные — для холодных. Эта схема совершенствовалась — например, были выделены подстадии 5a-5e — и углублялась. После достижения начала четвертичного периода и номера 104, для более глубоких стадий Шеклтон предложил нумеровать стадии отдельно для каждой геомагнитной хроны (интервал геомагнитной полярности). Например, первая холодная стадия геомагнитной хроны Sidufjall называется Si2, а первая холодная стадия между хронами Sidufjall и Thvera называется ST2[4][7][комм. 2].

Примечания

  1. ↑ 1 2 3 Панин А.В. Методы палеогеографических исследований: четвертичная геохронология. — М.: Географический факультет МГУ, 2014. — С. 87−97. — 116 с. Архивировано 4 ноября 2023 года.
  2. ↑ Neil Roberts. The Holocene. An Environmental History. — Third. — Plymouth: Wiley-Blackwell, 2013. — С. 355. — 384 с. — ISBN 978-1-4051-5521-2. Архивировано 4 ноября 2023 года.
  3. ↑ Изотопно-кислородная шкала // Геологический словарь : [в 3 т.] / гл. ред. О. В. Петров. — 3-е изд., перераб. и доп. — СПб. : ВСЕГЕИ, 2010—2012.
  4. ↑ 1 2 3 Н.Г. Нургалиева. Изотопная стратиграфия (PDF) с. 4—6, 14. Казанский ун-т (2017). Дата обращения: 11 ноября 2023. Архивировано 3 ноября 2023 года.
  5. ↑ Николаев С.Д. Методы палеогеографических реконструкций / Под редакцией П.А. Каплина, Т.А. Яниной. — М.: Географический факультет МГУ, 2010. — 430 с.
  6. ↑ 1 2 Николаев С.Д. Палеогеографические методы исследований. Реконструкция палеогеографических событий и этапов / Каревская И.А., Панин А.В.. — Географический факультет МГУ, 2012. — 200 с. Архивировано 4 ноября 2023 года.
  7. ↑ Shackleton, N.J., Hall, M.A., and Pate, D. Pliocene stable isotope stratigraphy of Site 846. (англ.) (PDF) 337–355. In Pisias, N.G., Mayer, L.A., Janecek, T.R., Palmer-Julson, A., and van Andel, T.H. (Eds.), Proc. ODP, Sci. Results, 138: College Station, TX (Ocean Drilling Program) (1995). doi:10.2973/odp.proc.sr.138.117.1995. Дата обращения: 11 ноября 2023. Архивировано 11 ноября 2023 года.

Комментарии

  1. ↑ Для изотопов разного веса скорости химических реакций и процессов в живых организмах и в неживой природе различаются, поэтому исходное соотношение изотопов нарушается.
  2. ↑ При такой системе кодификации, хрона (интервал между хронами), начинающаяся холодной стадией, не имеет стадии с номером 1.

См. также