Magyar Tudomány, 2008/06 663. o.

A klíma- és környezetváltozások földtudományi összefüggései



A földtörténet klímaváltozásai és azok tanulságai


Császár Géza

az MTA doktora, tanszékvezető

ELTE Regionális Földtani Tanszék

csaszarg mail . datanet . hu


Haas János

a földtudomány doktora, kutatóprofesszor

kutatócsoport-vezető, MTA–ELTE Geológiai,

Geofizikai és Űrtudományi Kutatócsoport

haas ludens . elte . hu


Nádor Annamária

PhD, kutatási igazgatóhelyettes

Magyar Állami Földtani Intézet

nador mafi . hu


Bevezetés


Az üvegházhatású gázoknak – főként a vezető ipari országokban – az utóbbi két évtizedben bekövetkezett növekvő mértékű kibocsátása és az ennek megfékezését célzó erőfeszítések elmaradása (Kiotó, 1997 stb.) egyre fokozódó érdeklődést, sőt feszültséget kelt nem csupán a meteorológiával foglalkozó szakemberek és jövőkutatók, hanem a kormányok, sőt a lakosság széles körében is. Ezzel összhangban az éghajlattal kapcsolatban álló tudományterületek képviselői is egyre nagyobb mértékben terjesztik ki kutatásaikat az éghajlat egyes elemeinek vizsgálatára, továbbá a várható következmények elemzésére.

A Föld múltjának megismerésére irányuló geológiai kutatások vizsgálják a kontinensek helyzetének, alakjának, méretének változásait, a folyamatosan képződő és elnyelődő óceáni lemezeket, a főként ezekhez kötődő vulkanizmussal, a hegyláncok felgyűrődésével, továbbá a tengeri és szárazföldi üledékképződés különböző kérdéseivel együtt. Ez utóbbin belül kiemelt figyelmet fordítanak az üledék jellegének, mennyiségének, eloszlásának változásaira, minthogy ezek a képződmények őrizték meg számunkra kövület formájában a mindenkori élet nyomait, amelyeknek egyirányú változásain, fejlődésén a földtörténeti múlt tagolása ma is alapszik. Az aktualizmus elvét szem előtt tartva az üledékek jellege és a bennük lévő ősmaradványok alapján már a geológiai kutatás korai szakaszában rekonstruálni próbálták a képződmények keletkezési körülményeit, beleértve az adott időszak és terület hőmérsékletének és csapadékmennyiségének értékelését is. A tudomány fejlődése a későbbiekben lehetővé tette, hogy a radioaktív elemek bomlási termékeinek mérése alapján a földtörténeti időszakok tartama években is kifejezhetővé váljék, majd a stabil izotópok rendszeres mérésének köszönhetően a környezet állapotára vonatkozó egyéb körülmények is egyre pontosabban számszerűsíthetők lettek. Ezek sorában kiemelkedő jelentőségű az oxigén nehéz izotópjának (O18) tér- és időbeli mennyiségi eloszlására vonatkozó adatok ismerete, mert ennek változása igen szoros összefüggést mutat a tengervíz hőmérsékletének változásával. A növekvő adatok birtokában a geológia tehát rekonstruálni képes az egyes kontinensek helyzetének időbeli változásait (időleges egyesülését, szétválását, forgását), a tengerrel borítottság mértékének változását, tengerek, tavak mélységének és hőmérsékletének, továbbá a csapadék mennyiségének és eloszlási jellegének változását, módosulásait is, és mindezek alapján egyre nagyobb megbízhatósággal képes a földtörténeti múlt éghajlatának rekonstrukciójára is.

A földtörténet klímaváltozásainak elemzésével szeretnénk rámutatni arra, hogy a geológiai múltnak fontos üzenete van a társadalom és különösen a döntéshozók számára az emberiség jövőjét alapvetően befolyásoló stratégiai döntések mérlegelésénél.


A klímatényezőkről általában


Az éghajlat a Földre ható rendkívül összetett, gyakran ellentétes irányú külső és belső hatások eredőjeként alakul ki. A külső hatások közül minden kétséget kizáróan a Napból származó besugárzás a legfontosabb, de egyéb külső (kozmikus) tényezők, például Naprendszer bolygóinak a Föld pályaelemeit módosító hatása, vagy a kozmikus testek becsapódása is fontos szerepet töltenek be, ugyanakkor nagyobb időtávlatokban a Naprendszernek más rendszerekhez viszonyított helyzete ma még felbecsülhetetlen változások okozója lehet. Földünk klímáját végső soron a litoszféra, az atmoszféra, a hidroszféra és a bioszféra összetett és bonyolult kölcsönhatása szabja meg. Az éghajlatot meghatározó tényezők, illetve azok sajátosságának nyomai a kőzetben megőrződhetnek, és megfelelő módszerekkel azokból kinyerhetők. A külső tényezőkön túlmenően ezek sorában az egyik legjelentősebb a kontinensek konfigurációjának a földtörténet során bekövetkezett változása volt. A kontinensek alakja, mérete, eloszlása, ezen belül a magas hegyláncok elrendeződése alapvetően befolyásolja az óceáni és légköri áramlások kialakulását.

A fenti tényezők hatásának eredőjeként kialakuló éghajlat leginkább meghatározó jellemzője a hőmérséklet. A nagyszámú oxigénizotóp-mérésnek köszönhetően a földtörténet fanerozoikumának (a többnyire szilárd vázzal rendelkező szervezetek maradványait, nyomait őrző utóbbi mintegy 570 millió éves szakaszának) globális átlaghőmérséklet-eloszlására ma már számszerűsített értékekkel is rendelkezünk, de a Föld teljes történetére kiterjedő hőmérsékletváltozásnak mindmáig csak relatív értékei adhatók meg a Föld nagyobbik, afanerozoós (a napjainktól számított 570 millió év előtti) szakaszára. A teljesebb kép érdekében (1. ábra) ezért mi is az utóbbi megoldást választottuk a hőmérsékletváltozás bemutatására (Merrits, 1998). Az ábráról rendkívül tág határok között változó időtartamú hideg klímájú (eljegesedési) időszakaszok olvashatók le. Ha a jelenlegi, még befejezetlen hideg klímaszakasztól el is tekintünk, az értékek 15 és kb. 430 millió év között változnak. Ezzel összhangban nem ismerhető fel szabályszerűség az egyes hideg klímaszakaszok között eltelt idő hossza tekintetében sem, amely 105–1000 millió év között változik. Mindamellett figyelemre méltó, hogy a fanerozoikumon belül ezek az értékek lényegében 100–200 millió évnek adódnak, főként, ha figyelmen kívül hagyjuk az ábrán nem szereplő, rendkívül rövid idejű oligocén eleji hűvös klímájú intervallumot. Ha azonban azt is figyelembe vesszük, akkor a permi és jelenlegi jégkorszak közötti 245 millió évet egy 215 és egy 30 millió éves szakaszra kell tagolni. Mindazonáltal az utóbbi évtizedben egyre többen számolnak a naprendszer egészének 240 millió éves ciklusával is, amelynek során a naprendszer változó transzparenciájú és változó gravitációs terű környezetbe kerül, ami a besugárzás mértékét is jelentősen befolyásolhatja. A hideg klímaszakaszok közötti kiugróan nagy átlaghőmérsékletű időintervallumok közül csupán a kréta időszak esik a fanerozoikumra.

A fanerozoikum éghajlatát Alfred G. Fischer (1986) jelentős mérvű egyszerűsítésekkel, összevonásokkal melegházi (greenhouse) és hűtőházi (icehouse) szakaszokra tagolta (2. ábra). A hűtőházi szakaszok középső részére estek az eljegesedési periódusok, míg a két melegházi szakasz közül a mezozoós–kainozoós szakasz közepét jelentő kréta időszakra hőmérsékleti maximum, az ópaleozoikum közepére rövid idejű eljegesedés esik. Az óceánokban jelentősebb mérvű oxigénhiány (anoxia) a melegházi szakaszok jellemzője (Racki, 1999), amit az idéz elő, hogy a sarki jégsapkák hiánya miatt csökken a tengeráramlások intenzitása, ezért a tenger aljzatán felhalmozódó szerves anyag oxigén hiányában nem bomlik el. A jégtömegek elolvadása következtében megemelkedett tengerszint, vagyis a kontinensek megnövekedett tengerrel való borítottsága, valamint a vulkáni tevékenység intenzitási csúcsa jó egyezést mutat a melegházi periódusok eloszlásával. Közelítőleg ezekkel látszik korrelálni a mindenkori légkör szén-dioxid mennyiségének eloszlása is, amelyet az ásványokban lévő zárványokból határoznak meg. Ennek a diagramon (2. ábra) látható legnagyobb értéke – ami a mai értéknek tizenkétszerese – a paleozoós melegházi szakasz legelejére esik. Feltűnő ugyanakkor, hogy a mezozoós–kainozoós melegházi szakasz legnagyobb szén-dioxid-tartalma, ami egy melegházi szakasz közepére esik, a mainak csupán négyszerese volt. A fenti tények egyértelművé teszik, hogy a ma leginkább meghatározónak tekintett melegházhatású gázok legjelentősebbjének, vagyis a szén-dioxidnak az eloszlásán, valamint a vulkáni aktivitás mértékén túlmenően, ma még egyértelműen meg nem határozható további okoknak is jelentős szerepük lehetett az éghajlat fentiekben jelzett, később részletezendő alakulásában. Ezek sorában az egyik legfontosabb a Naptól származó besugárzás mértékének ugyancsak különböző okokra visszavezethető változása lehetett. Az adatok szerint (2. ábra) a légkör oxigéntartalmának változása a szén-dioxid-tartalom változásával alapvetően ellentétes lefutást mutat. Ennek leglátványosabb megnyilvánulása, hogy a szén-dioxid-tartalom eddigi (karbon időszaki) minimuma, amely a mai értéknél is kisebb volt, teljesen egybeesik az oxigéntartalom eddigi maximumával (kb. 35 %). Ugyanakkor ez az összefüggés nem tekinthető mindenütt egyértelműnek: esetenként együttfutásra is van példa, ami erősíti az egyéb tényezők alkalmankénti meghatározó szerepének lehetőségét is. További fontos adalékot jelent az egyes tényezők szerepének változékonyságára a szén-dioxid-tartalom és a hőmérséklet eloszlásának egybevetése. Mint láttuk, a nem kiugróan meleg kambrium elején a szén-dioxid-tartalom a mai érték tizennyolcszorosa volt, míg a jóval melegebb kréta időszakban csupán hatszorosa.

Mindazonáltal nem kétséges, hogy a hőmérséklet alakulásában – elsősorban a megszerzett hő mennyiségének megtartásában – az egyik legfontosabb tényező a levegő szén-dioxid-tartalma. A kambriumot megelőzően a légkör szén-dioxid-tartalma erősen kérdéses, de a mai értéknél mindenképp jóval nagyobb, akár több százszorosa is lehetett. Ez valószínűleg kulcsfontosságú tényező volt a Föld hőmérsékletének stabilizálásában a prekambrium során. Az akkori kismértékű besugárzás miatt a hőmérséklet jóval kisebb lett volna, de a légkör nagy szén-dioxid-tartalma melegházhatást eredményezett, amit az élet fejlődésének alakulása szempontjából a szakemberek döntő tényezőnek tekintenek.

A légkörben a szén-dioxid és az oxigén egyensúlya a biológiai ciklussal összhangban változik. Ennek során az oxigént a növény a levegő szén-dioxidjának felhasználásával fotoszintézis útján állítja elő, míg a szén-dioxid a szerves anyag oxidálódása során jön létre. Így a földtörténet során a bioszféra fejlődése és a szerves anyag lebomlásának/beágyazódásának aránya alapvetően befolyásolta a légkör szén-dioxid-tartalmát. A biológiai cikluson túl azonban két másik tényező is jelentős hatással van a légkör szén-dioxid-tartalmára. Az egyik a vulkánok okozta exhaláció, a másik a szilikátos kőzetek mállása, amelyek intenzitásváltozásai szoros összefüggést mutatnak a lemeztektonikai folyamatok sebességével.

Felmerülhet a kérdés: hogyan ismerhetők fel a földtörténeti múlt éghajlatának változásai, és milyen alapon beszélhetünk számszerű értékekről. A földtani képződményeknek, illetve azok bizonyos alkotóinak (ősmaradványok, ásványok, elemek vagy izotópok) gyakorisága és eloszlása, a kontinensek elrendeződése, a szubdukciós (kéregbetolódási) övek helyzete és gyakorisága mennyiségi, máskor csak minőségi adatokat szolgáltatnak a hőmérséklet nagyságának, lokális és globális eloszlásának változásairól. A csapadék mennyiségének és éves eloszlásának mértékéről elsősorban a növényzet (főként a leveleken lévő légzőnyílások sűrűsége, valamint a spóra- és pollentartalom), másodsorban a klímajelző kőzetek nyújtanak tájékoztatást. Az evaporitok például kifejezetten csapadékszegény, arid (meleg) éghajlatot, a bauxitok trópusi, de szezonálisan változó csapadékkal jellemezhető éghajlatot jeleznek (Bárdossy – Aleva, 1990). A nagy vastagságú, sekélytengeri karbonátos rétegsorok trópusi, esetleg szubtrópusi éghajlaton keletkeznek. A kőszénlápok relatíve jelentős csapadékú területeken, ezen belül jobbára – de egyáltalán nem kizárólag – a meleg éghajlati övben jöttek létre. A kvarcban és szilikát ásványokban gazdag törmelékes üledékek a mérsékelt és hideg éghajlati övben halmozódnak fel, míg a tillit (a jég által összetorlasztott vegyes szemcseösszetételű üledék) hideg, glaciális környezet szülötte. Az üledékes kőzetek egyes ásványaiba, ősmaradványok szilád vázába beépült oxigénizotóp-arány az egykori hőmérsékleti viszonyok kiváló jelzője. A mindenkori légkör összetételét rögzítik a kőzetekben a legutóbbi néhány százezer évre vonatkozóan a jégben megőrződött gázzárványok. Ennek megfelelően az oxigén, annak izotóp aránya (és ebből a közeg hőmérséklete), továbbá a szén-dioxid mennyisége a gázzárványadatok tömegéből számolható.

A besugárzás mértékének, s ezen keresztül az éghajlat alakításában, ennek folyományaként az üledékképződés egyes jellegeinek megváltozásában a Föld keringési pályaelemeinek van kiemelt jelentősége, ezért erről kiemelten szólunk.


A Föld keringési pályaelemeinek változása

és a rövid időtartamú klímaváltozások –

orbitális ciklusok


Milutin Milanković szerb mérnök, csillagász, matematikus az 1920-as években olyan elméletet dolgozott ki, amelyben a jégkorszakok kialakulását, az eljegesedési és a felmelegedési szakaszok váltakozását a Föld keringési pályaelemeinek módosulása miatti besugárzásváltozásokra vezette vissza. Tudománytörténeti érdekesség, hogy a pályaelemek kiszámításának – abban az időben rendkívül hosszadalmas – munkáját Budapesten a Magyar Tudományos Akadémia épületében hadifogolyként végezte.

A besugárzást jelentősen befolyásoló pályaelem-változások periódusideje három tényezőtől függ (3. ábra). Az excentricitás, azaz a Föld Nap körüli keringési pályájának módosulása 100 és 410 ezer éves periodicitást mutat. A tengelyferdeség kismértékű (22o és 24o30’ közötti) változásának periódusa 41 ezer év. A precesszió (a Föld forgástengelyének kúppalást menti elfordulása) átlagos periodicitása pedig 21,7 ezer év, 19 és 23 ezer éves fő periódusokkal. A 4. ábra az excentricitási, a tengelyferdeségi és a precessziós index André Berger (1978) által kiszámított változásait mutatja az elmúlt 800 ezer évben. A legalsó görbe e periodikus változások eredőjéből adódik.

A ferdeség és a precesszió periódusa, mivel a Föld forgási sebességétől és a Föld–Hold távolságtól függ, a földtörténet során változott. A tengelyferdeség változása számottevő, a fanerozoikum kezdetén csupán 27 ezer év lehetett a jelenlegi 41 ezer év helyett. A precessziós fő periódusok tartama 17 és 19 ezer év volt, ami geológiai értelemben nem jelentős különbség a mai értékekhez képest. Nem tűnik alaptalannak, ha a távolabbi múltban további változásokat tételezünk fel.

Az orbitális ciklusok hatása az éghajlatra nyilvánvaló, de áttételes. A pályaelemek módosulása a besugárzás mértékének szezonalitását változtatja, ami az óceáni és a légköri áramlási rendszereken keresztül a hőkiegyenlítődés mértékének változását eredményezi.

Az éghajlatváltozások a hűtőházi klímaszakaszok idején jelentősebbek, de a melegházi szakaszokban is kimutathatók. Az üledékképződés jellegét a hőmérsékletváltozásnál is jobban befolyásolja a csapadék mennyiségének változása, de az egyéb klímaelemek (pl. szél) hatása sem hanyagolható el. Az orbitális ciklusok és a klímaelemek kapcsolatának értelmezésére Martin D. Matthews és Martin A. Perlmutter (1994) dolgoztak ki modellt (5. ábra), amely abból indul ki, hogy a besugárzás változásának hatására a légköri áramlási rendszerek, illetve a klímaövek szélessége, helyzete megváltozik. A minimális besugárzás szakaszaiban a sarki cella terjed ki az Egyenlítő irányában, a maximális besugárzás szakaszaiban az egyenlítői Hadley-cella (5. ábra) hódít teret a pólusok irányában.

A periodikus klímaváltozások áttételesen a tengerszint helyzetét is befolyásolják. Az orbitális ciklusok frekvenciatartományába eső jelentős tengerszintváltozások – melyek létére számos bizonyíték van – aligha magyarázhatók másként, mint hatalmas jégtömegek (elsősorban a hűtőházi szakaszok sarki jégsapkáinak) kiolvadásával, amit glacio-eusztatikus tengerszintváltozásnak nevezünk. A negyedidőszaki eljegesedés, illetve megolvadások idején 100 métert meghaladó amplitúdójú vízszintváltozások mentek végbe, jól követve a 100 ezer éves, sőt esetenként a 20 ezer éves periodicitást is. A melegházi szakaszokban megfigyelt kismértékű (néhány méteres) tengerszintváltozásokat elsősorban az óceánok vizének hőtágulására vezetik vissza.

Az orbitális ciklusok kitűnő példáit ismerjük a földtörténeti középkor triász időszakából, amely egy sok tízmillió év időtartamú „hűtőház” és egy hasonlóan hosszú „melegház” időszak határára esik.

A triász időszak vége felé, kb. 220–210 millió évvel ezelőtt, gyorsan süllyedő rift árokban hatalmas kiterjedésű tórendszer jött létre az Appalache-hegység keleti előterében, amelyben a mintegy 6 km vastag rétegsor rakódott le. Az e rendszerhez tartozó Newarki-medence rétegsorát fúrásokkal tökéletesen feltárták. A több nagyságrendben is ciklikus felépítésű rétegsor (6. ábra) elemi ciklusa egyre mélyülő környezetben létrejött rétegekkel indul, majd a legnagyobb mélységet elérve sekélyesedés nyomai figyelhetők meg a teljes kiszáradást jelző kőzetfajtákig. A ciklusok képződésének ideje kb. 20 ezer év, ami a precessziós ciklusok képződési idejével azonosítható (Olsen, 1986). Az elemi ciklusok cikluskötegekbe szerveződnek, melyek a rövidebb és a hosszabb időtartamú excentricitási ciklusokkal hozhatók kapcsolatba (6. ábra). A jelenlegi feltételezések szerint a perm időszakban kiemelkedett Appalache-hegységvonulat magashegységi jégtömegének változása határozhatta meg elsősorban ennek a triász tónak a vízszintjét. A magashegységi jégtakarók térfogatváltozásai ugyanakkor a világtengerek szintjének változásához is hozzájárulhattak.

Hasonló időtartamú ciklicitást sikerült kimutatni a Newarki-medence tavi rétegsoraival egyidejű hazai sekélytengeri karbonátos kőzetekben is. A Bakonyban és a Gerecsében mélyült fúrások a Dachsteini Mészkő mintegy 800 m-es (az egyik tatai fúrás 1200 m-t harántolt!) folyamatos rétegsorát tárták fel. Az átlagosan mintegy 2 m vastag elemi ciklusok számított képződési időtartama 23 ezer év (Schwarzacher – Haas, 1986). Balog Anna és mtsai (1997) vizsgálatai szerint az elemi ciklusok 4–6 ciklusból álló, kb. 10 m vastag kötegekbe, és ezek kb. 40 m vastag kötegsorozatokba szerveződnek, melyek az excentricitási ciklusokkal hozhatók kapcsolatba.

Klímaváltozásokat tükröző ciklusos rétegsorok szárazföldi medencékben is létrejöhetnek. A klíma ugyanis nagymértékben meghatározza a mállás, továbbá a folyóvízi szállítás intenzitását és ezen keresztül az üledékgyűjtő medencébe kerülő üledék mennyiségét és jellegét is. Matthews és Perlmutter (1994) az Egyesült Államok középső részén a Green River-i-medence eocén folyóvízi-tavi rétegsorát vizsgálva mutatta ki a Milanković-ciklusokra visszavezethető klímaváltozások hatását, amelynek eredményeként édesvízi és evaporitos üledékek váltakozásából álló üledékciklusok keletkeztek. A vizsgált terület az eocén folyamán a mérsékelt égövben helyezkedett el, de a globális klíma maximum idején az éghajlat arid, majd mérsékelten száraz, a klíma minimum idején mérsékelten humid, majd a felmelegedés során ismét mérsékelten szárazzá, ezt követően újra ariddá vált. Ennek megfelelően alakultak az üledékképződési viszonyok a kontinentális medencében (7. ábra). A csapadékviszonyok változását a szárazföldi növények spóra-pollen együttesének elemzése is alátámasztotta.

Bizonyos körülmények között, a kőzetek vékony réteglemezei az éghajlat egészen rövid idejű változásait is megőrizhetik. Évszakos változások nyomát mutatták ki gleccsertavak és lefolyástalan sós tavak üledékeiben, tengertől elrekesztett lagúnák, pangó vizű anoxikus tengermedencék rétegsoraiban. Az évszak váltakozása ez esetben a milliméteres, centiméteres rétegek vastagságának és összetételének változásaiban tükröződik. A tómedencébe például a csapadékos évszakban nagyobb mennyiségű hordalék kerül be a környező hegyvidékről, mint a száraz évszakban, vagy a sós tavakban a víz bepárlódásával a száraz évszakban képződnek a sókiválások.

Tavi (ún. varv típusú) üledékek réteglemezeinek vastagságváltozása alapján egészen rövid időtartamú éghajlatváltozásokat is kimutattak (Fischer, 1986): 7,5–9 év, 12–16 év, 21–24 év és 40 év. Ezekben az üledékekben a napfoltciklusok hatása csak gyengén jelentkezett, a határozottan megfigyelhető 21–24 éves periodicitás a Hale-féle szoláris mágneses ciklussal hozható kapcsolatba.


Éghajlati elemek és éghajlatváltozások

a földtörténet során


A földtörténet korai

(prekambriumi) szakasza


A Föld közel 4,5 milliárd éves történetének klímaváltozásairól, annak is főként első, közel 3,5 milliárd évéről alig van adatunk. Az élet első kezdetleges formái kb. 3,8 milliárd éve jelentek meg a Földön, de ezek az egykori klímáról szinte semmit nem mondanak. Az első üledékes kőzetek, amelyek kb. 3,7 milliárd éve képződtek, feltehetően a mainál kb. 10°C-kal melegebb átlaghőmérsékletű éghajlat során rakódhattak le. Bolygónkat 2,7 és 1,8 milliárd év közötti szakaszban eljegesedés uralta. A tillitek (rosszul osztályozott, kevert glaciális üledék) tanúsága szerint a 2,5 és 2,2 milliárd év közötti intervallum idején három glaciális szakasz ismert. Mivel ebből az időből az akkor egyenlítőközeli helyzetben levő Afrikából is eljegesedésekre utaló nyomok váltak ismertté, feltételezik, hogy akár a Föld egészén is glaciális viszonyok uralkodhattak (hólabda Föld elmélet). A Föld egészét borító hótakaró megolvadására máig nincs általánosan elfogadott magyarázat. Egyes feltételezések szerint valamilyen katasztrofális esemény, például nagyméretű vulkánkitörések és az ezt követően megnőtt légköri szén-dioxid-tartalom vezethetett a „hólabda állapot” megszűnéséhez. Ezután a Földön kb. egymilliárd évig jégmentes állapot uralkodott.

Kb. egymilliárd évvel ezelőtt kezdődött el a földtörténetnek azon időszaka, amelyből már megbízhatóbb geológiai információink vannak az egykori klímaváltozásokról. A prekambrium végén ismét jégkorszak köszöntött a Földre, amely kb. 200 millió éven át tartott. Az eljegesedésnek legalább két maximuma volt 850 és 590 millió évvel ezelőtt, és a jégtakarók egészen a kis szélességi körökig lenyúltak. A legújabb számítógépes modellezések szerint a „hólabda állapot” nem tért vissza, s a kiterjedt jégtakarók ellenére az egyenlítő menti óceánok jégmentesek maradtak, aminek döntő fontossága lehetett az élet fennmaradása szempontjából.


A földtörténet paleozoós szakasza


A prekambrium végén, kb. 700 millió éve a magasabb rendű növények és az első állatok megjelenésével drámai evolúciós robbanás történt a Földön. A fanerozoikum („látható élet”) elején, a kambriumban (kb. 550–600 millió éve) jelentek meg a már szilárd vázzal rendelkező szervezetek, így a klímára vonatkozó paleontológiai anyag is gyakorlatilag ettől az időtől áll rendelkezésre.

Az alábbiakban a mintegy 570 millió év időtartamú fanerozoikum éghajlatának változásait kívánjuk röviden áttekinteni néhány jellemző pillanatának – ősföldrajzi térképének felvillantásával. Az áttekintéshez Richard K. Bambach és munkatársai (1980), Judith Totman Parrish és munkatársai (1982), Alfred M. Ziegler és munkatársai (1979), valamint Yves Tardy és Claude Roquin (1998) térképsorozatait használtuk. Ezeken az óceáni környezet mellett sekélytengeri, síkvidéki szárazulati és hegyvidéki területeket különböztettek meg. A számos éghajlatjelző üledék (evaporit, kőszén, paleotalaj, bauxit, eolikus homok, zátony mészkő, glaciális üledék stb.) közül a jelentősebb evaporit- és kőszénelőfordulásokat tüntettük fel – részben elterjedésüknek megfelelően, részben szimbólummal. Valamennyi térképváltozat tartalmazza továbbá a csapadék mennyiségének négy relatív kategóriába összevont eloszlását.

A késő kambriumban (8. ábra) a mai Eurázsiát alkotó öt önálló kontinenssel szemben az egykori déli nagy őskontinens, a Gondwana, egyetlen kontinensegységet formált. Az éghajlat szempontjából azonban meghatározó jelentőségű az a körülmény, hogy a kontinensek az Egyenlítő közelében helyezkedtek el. Matthew R. Saltzman és munkatársai (2000) rekonstrukciójában Baltika Szibériától délre, Kína pedig a déli féltekére esett. Ez a kontinens-elrendeződés, ezen belül a hegyláncok eloszlása akadálytalan globális hőkicserélődést tett lehetővé mind az óceánokban, mind a légkörben. Sok csapadék kizárólag az Egyenlítő szűkebb környezetében hullott, míg kevés csapadék a mai Afrika északkeleti, Laurentia (Észak-Amerika) keleti és Ausztrália középső részén fordult elő. Evaporit-előfordulások a térítők környezetéből ismertek. A kőszén-előfordulások hiányát a megfelelő növényzet hiányával magyarázhatjuk. Ezt követően a szilur elején (kb. 440 millió éve) ugyan volt egy rövid idejű eljegesedés, de ez a hosszú melegházi perióduson belül csupán epizódként jelent meg.

A kora devon (9. ábra) idejéig a kontinensek helyzetét illetően jelentős mérvű átrendeződés zajlott le: a Gondwana egyre inkább a déli pólus felé tolódott el, míg a későbbi Eurázsiát alkotó kontinensek az északi irányú mozgásuk során egyre közelebb sodródtak egymáshoz, sőt a Iapetus-óceán bezáródásával Laurussia néven egyesült Lauerentia (Észak-Amerika) és Baltika – együttesen Őseurópa –, miközben hatalmas kiterjedésű, észak–déli orientációjú hegylánc alakult ki az Egyenlítő környékén. Ennek megfelelően a hőkicserélődés a korábbihoz viszonyítva némileg korlátozottá, és a csapadékeloszlás is differenciáltabbá vált. Sok csapadék ezúttal is csak az Egyenlítőt övezően hullott, míg Gondwana nagyobbik részét és Észak-Amerika északnyugati területeit kevés csapadék áztatta. (Meg kell ugyanakkor jegyeznünk, hogy nincs teljes összhang a csapadékeloszlási kép és a száraz éghajlatot jelző evaporit-előfordulások eloszlása között.)

A késő karbon idejére (10. ábra) a korábbi melegházi viszonyokkal szemben hűtőházi körülmények jöttek létre. A Gondwanát és Laurussiát egyesítő Pangea szuperkontinens majdnem maradéktalan kialakulásának, valamint a kontinensek nagy részére kiterjedő, nagyrészt észak–déli, mindamellett tekintélyes kelet–nyugati irányú hegyláncok létrejöttének (Embry et al., 1994) köszönhetően erősen korlátozottá vált a globális hőkicserélődés mind az óceánokban, mind a légkörben. Az óriási méretűvé vált Pangea déli, gondwanai részén hatalmas méretű eljegesedés alakult ki, amelynek északnyugati nyúlványai megközelítették a 30. déli szélességet. A kontinenseloszlással és a korlátozott hőkicserélődéssel összhangban rendhagyó volt a csapadék eloszlása, és talán összmennyisége is kevesebb volt a korábbiaknál. Sok csapadék csupán a Paloe-Tethys legbelső öblében és a Kínai kontinens déli nyúlványán lehetett, miközben hatalmas térséget ölelt fel mind a gondwanai, mind a laurussiai részen a kevés csapadékkal ellátott terület. Hatalmas kőszénlápok fejlődtek ki nemcsak a kifejezetten csapadékos (a térképen „sok csapadék” jelzésű), hanem a viszonylag sok, sőt egyes esetekben a viszonylag kevés csapadékú területeken is, mégpedig nemcsak az Egyenlítő környéki övezetben, hanem a Pangea északi mérsékelt övezetében is. Különös ugyanakkor, hogy a Gondwanán – az egyenlítői övezetet is beleértve – alig van kőszén-előfordulás. A fentiekkel összhangban a késő karbon idején lényegesen szerényebb mértékű az evaporitos területek kiterjedése.

A késő karbon hűtőházrendszer kialakulásában a fent jelzetteken túlmenően minden bizonnyal meghatározó szerepet játszott a szén-dioxid-tartalom jelentős részének a légkörből történt kivonódása és a kőszénrétegekben való óriási mértékű felhalmozódása, ami a Földre jutó vagy ott képződött hő jelentős részének a világűrbe történő kisugárzásával járt együtt. További jelentős tényezőként értékelik a jelenség létrejöttében Peter R. Vail és munkatársai (1977) a nagymérvű tengerszintesést, és Alfred G. Fischer (1984) az ezt előidéző lelassult óceáni lemezképződést (spreading), ami egyrészt csökkent mértékű víztömeg-átrendeződéssel, másrészt a Föld belsejéből kisebb mérvű hőfeláramlással járt. Ehhez számíthatjuk még azt a körülményt is, hogy a szuperkontinens alatt termelődő hő csak korlátozott mértékben jutott a légkörbe, ezért az jelentős mértékben megemelte a kontinentális kérget. Ez utóbbi körülménnyel hozható kapcsolatba, hogy a tagolt térszínű eljegesedési területen belül a mélyebb völgyekben gazdag flóra létezett.


A földtörténet mezozoós szakasza


A Föld a késő-paleozoós eljegesedést követően a hűtőházi és a melegházi klímaállapot közötti átmenet állapotában volt (2. ábra). Bár a variszkuszi lemeztektonikai ciklus végén, a karbonban Laurussia és Gondwana ütközésével a Pangea szuperkontines lényegében létrejött, de a perm és a triász során még újabb hatalmas területek (Szibéria, Kelet-Ázsia) kapcsolódtak a Pangeához. Az ütközés során azonban a Paleo-Tethys nem záródott be mindenhol. Megmaradt egy kelet felé szélesedő óceánág, a Panthalassa-világóceán hatalmas, a Pangeába messze benyúló öbleként. Az Eurázsai-lemez alá tolódó Paleo-Tethys beszűkülésével párhuzamosan a késő perm majd a triász idején új óceánmedence – a Neo-Tethys – kezdett keletről nyugat felé felnyílni. A perm–triász intervallumban tehát az egyenlítő közelében elhelyezkedő öbölszerű Tethys-óceánt minkét oldalról a hatalmas Pangea kontinens szegélyezte, és ez a szituáció igen erőteljes monszun- („megamonszun”) cirkulációt eredményezett (Parrish, 1993). A monszunrendszer kialakulásában a Tethys északi peremét övező hegyvonulatoknak is jelentős szerepük lehetett.

A karbon nedves klímája után a permre a Pangea egyenlítői övezete jóval szárazabbá vált, de határozott szezonalitással. A száraz és a nedves évszakok váltakozására utal többek között a vörös színű folyóvízi rétegsorok gyakorisága a késő perm–kora triász szakaszban. A triászban a monszuncirkuláció még intenzívebbé vált. A Pangea nyugati része (Észak-Amerika) viszonylag csapadékosabbá, míg a keleti részeken az egyenlítői övezet még szárazabbá vált. Ezzel magyarázható, hogy a bepárlódással keletkező kősó, valamint gipsz- és anhidritképződés csúcspontja a triászra esik.

A perm és a triász időszak határán viszonylag rövid idő alatt hatalmas környezeti katasztrófa zajlott le, ami a Föld élővilágának hihetetlen mértékű kipusztulásához vezetett: az állat- és a növényfajok több mint 90 %-a végleg eltűnt. A mai ismeretek szerint a környezeti katasztrófa egyik lényeges eleme a globális felmelegedés, a szélsőségesen melegházi klíma kialakulása volt, így e katasztrofális helyzet kialakulása igen tanulságos a klímaváltozások megértése szempontjából is. A levélmaradványokon megfigyelhető légzőnyílások (sztomák) sűrűsége egyértelműen jelzi a légköri CO2 drámai megnövekedését a határnál. A légköri szén-dioxid hirtelen megnövekedése a Szibériában ekkor lezajlott hatalmas méretű bazaltvulkánossághoz köthető, részben közvetlenül, részben közvetett módon. A vulkáni működés során nagymeny-nyiségű CO2 került a levegőbe, ami az üvegházhatás erősödéséhez vezetett, és ezáltal felmelegedést okozott. Ennél is fontosabb azonban, hogy a tengervíz felmelegedésével a kontinentális selfek üledékében felhalmozódott metánhidrátból a metán felszabadult, ami különlegesen hatékony üvegházhatású gáz, bár gyorsan oxidálódva CO2-vé alakul. A globális felmelegedés miatt az óceáni medencékben az áramlási rendszerek gyakorlatilag leálltak, és oxigénhiányos víztömeg alakult ki, ami a tengeri élővilágra nézve katasztrofális következményekkel járt. A hirtelen klímaváltozás a kontinenseken is felborította a bioszféra érzékeny egyensúlyát. Hasonló folyamatok játszódtak le a triász időszak végén is, ugyancsak rendkívül jelentős kihalást eredményezve, amiért valószínűleg a Közép-atlanti magmás provincia bazaltvulkánjai tehetők felelőssé.

A jura időszak folyamán a Tethys tovább szélesedett, megkezdődött az Atlanti-óceán felnyílása, ami a Pangea feldarabolódásához és a monszunhatás megszűnéséhez vezetett.

Természetesen a hosszú mezozoós melegházi periódus éghajlatában egyéb jelentősebb változások, lehűlések is kimutathatók. Ezek azonban nem mérhetők össze a szilur elejei eljegesedéssel, bár a kora kréta idején, 128–126 millió éve, lezajlott jelentősebb tengerszinteséssel kapcsolatban felmerült a sarki jégsapka kialakulásának lehetősége is. A késő kréta kori viszonyokat (11. ábra) a késő karbonnál lényegesen tagoltabb kontinenselrendeződés, ugyanakkor hatalmas kiterjedésű, főként észak–déli irányú hegyláncok létrejötte jellemzi. Ennek megfelelően, elvileg korlátozott globális hőkiegyenlítődéssel lehetne számolni. Az őslénytani és kőzettan-geokémiai adatok szerint viszont kitűnő volt a hőkiegyenlítődés. Az átlaghőmérséklet még a sarkvidéki területeken is elérhette a 17 ºC-ot. Ezzel állhat összefüggésben az a figyelemre méltó különbség a korábbiakkal szemben, hogy a melegházi viszonyoknak megfelelően nemcsak az egyenlítő környékét jellemzi sok csapadék, hanem a tengerparti övezetet is mind az északi, mind a déli féltekén, még az egészen nagy szélességi körök mentén is (Barron – Washington 1982). Ezzel összhangban tekintélyes kőszén-előfordulások ismertek az északi féltekén még a poláris övben is. A sok csapadéknak megfelelően korlátozott mértékű volt az evaporit-képződés, amely az Egyenlítőtől északra eső területekre korlátozódott.


A földtörténet kainozoós szakasza


A mezozoikum végén ismét lehűlés következett be, majd a földtörténet legutolsó 65 millió évét magába foglaló kainozoikum során Földünk éghajlata lassan, de fokozatosan hűlt, ami a bentosz foraminiferák héjából mért oxigénizotóp arányváltozásokból már aránylag pontosan nyomon követhető. A lehűlés nem volt egyenletes, 50 és 38 millió éve ugrásszerűen felgyorsult (12. ábra).

Az eocén az igazán melegházi viszonyok utolsó szakaszát képviseli. Ősföldrajzi és klimatikus viszonyainak lényeges vonásai megegyeznek, vagy nagyon hasonlítanak a késő krétáéra. Az Atlanti-óceán tágulásával észak– déli irányban növekszik, a Tethys–Földközi-tenger szűkülésével kelet–nyugati irányban csökken az óceánokban a hőkiegyenlítődés lehetősége. Lényegesen összeszűkült a kontinentális lemezeken a tengerrel borított terület, és korlátozottabb a sokcsapadékú terület elterjedése is. Változatlanul jelentős volt a kőszénlápok kiterjedése, immáron Ausztráliában is. Ugyanakkor lényegesen nagyobb területen képződtek evaporitok, elsősorban a Ráktérítő környezetében és attól északra.

Az eocént követő időszakokban fluktuáló jelleggel folyamatos hőmérséklet csökkenés tapasztalható, amely már egy újabb hűtőházi szakasz részének tekinthető. A lehűlés több tényezővel is magyarázható: az északi félteke nagyobb szélességi köreinek térségében a szárazföldek területének megnövekedése, egyes óceáni kapuk kinyílása és bezáródása, a Himalája, a Tibeti-plató és a Nyugati-Kordillerák kiemelkedése, csökkenő légköri szén-dioxid-tartalom stb. Az eocén–oligocén határ közelében (38 millió éve) történt hirtelen hűlés a világtenger szintjének drasztikus csökkenésében is jelentkezett. Ennél is jelentősebb hatása volt azonban az óceáni áramlási pályákban az oligocén során bekövetkezett változásoknak. A Drake-átjáró kinyílása Dél-Amerika és az Antarktisz között, és Ausztrália további észak felé történő mozgása elősegítette az Antarktisznak a cirkumpoláris áramlások által történő elszeparálódását. Az Antarktisz 50 millió évvel ezelőtt kialakult első hegyvidéki gleccserei tovább nőttek, és fokozatosan tért hódított a belföldi jégtakaró, noha pollenadatok alapján 25 millió éve még léteztek erdős területek a kontinensen.

12–14 millió évvel ezelőtt az északi féltekén is megindult a gleccserek képződése a hegyvidéki területeken, és az Antarktisz keleti része is eljegesedett. A másik jelentős klímaesemény ebben az időszakban a Földközi-tenger szeparálódása és kiszáradása volt („messiniai sókrízis”). Ez a világóceán sótartalmának csökkenését is eredményezte, amelynek a tengeráramlások módosulása révén komoly hatása volt a klímára. Kb. 5,3 millió éve, tektonikus hatásra, a Gibraltári-szoros kinyílt, és a Földközi-tenger medencéjébe ismét beáramlott a tengervíz.

A miocén és pliocén határán (kb. 5,2 millió éve) a tengerszint jelentősen megemelkedett, és a klíma melegebb lett, ami kb. 3 millió évig, a középső pliocénig tartott. Kb. 2,5 millió évvel ezelőtt egy hirtelen lehűlés és tengerszintesés következett be, ami az északi félteke jégsapkájának kialakulásával hozható összefüggésbe.


A jelenkori klímaviszonyok közvetlen előzménye – a jelenkori hűtőházi állapot


A kainozoikum során egyre hűvösebbé váló éghajlat a negyedidőszaki eljegesedéssel tetőzött, amikor a Föld felszínének akár 32 %-át is jég borította. Erről a globális klímaváltozásról a legtöbb információt a sarkvidékek jégtakarói, ill. az óceáni üledékek szolgáltatják.

Azokon a területeken, ahol a nyári olvadás nem volt számottevő, a lehulló hó a növekvő rétegterhelés hatására jéggé fagyott. A folyamatosan növekvő vastagságú jégösszlet fontos információkat hordoz annak az időszaknak a klímájáról, amikor az egyes rétegek csapadék formájában lehullottak. Ezek az információk az egykori hőmérsékletre, a lehullott csapadék (hó) mennyiségére, a kisebb szélességi körökről szél által szállított (vulkáni) por mennyiségére és a buborékokba befagyott levegő összetételére vonatkoznak. Az eddigi legrészletesebb eredmények az antarktiszi és a grönlandi jégmagokból váltak ismertté.

A klímára vonatkozó legközvetlenebb információ a jég vízmolekuláinak izotópösszetételéből, különösen a 16O/18O izotóparányból nyerhető. Ezen arányváltozások alapján mind éves, mind annál hosszabb periódusidejű ciklusok is kimutathatóak. A grönlandi jégmagok esetében az éves ciklusok változása 15 ezer évig követhető. Az Antarktiszon, ahol a hó felhalmozódása sokkal lassúbb folyamat, az éves ciklusokat csak néhány száz évre visszamenően lehetett kimutatni. Ugyanakkor a jégtakaró központi részén az oxigénizotóp arányváltozások alapján az egykori klímaváltozásokat 250 ezer évre visszamenően lehetett rekonstruálni.

A jégbe zárt portartalom az egykori légkörzésre vonatkozóan szolgáltat információt. A közepes szélességi körökön fújó erős szelek a kontinentális port felkavarják, és a sarkvidékek felé szállítják, ahol az a hó felszínére ülepedve a jégrétegekbe fagy. A pormennyiség a hőmérséklet függvényében erősen váltakozik.

A jégmagok egyes rétegei savasságának mérése a főbb vulkáni tevékenységről ad információt. A klímaváltozást potenciálisan befolyásoló jelentősebb vulkánok kitörésük során nagy mennyiségben kénvegyületeket bocsátanak a légkörbe, amelyek hosszú életű kénsavas aeroszolokat alkotnak a sztratoszférában. A sarkvidéki területeken a csapadék savassága jó mutatója az egykori jelentős vulkánkitöréseknek. A Pinatubo-vulkán 1991-es kitörése során például több mint 20 millió t kénvegyület került a légkörbe. Az ebből képződő szulfát az egyik legjelentősebb tényező a besugárzási egyenleg csökkenésében, és a becslések szerint ez a mennyiség megfelelt 3–4 W/m2 besugárzáscsökkenésnek. Érdekes összehasonlítani, hogy ugyanilyen nagyságrendű melegedéshez az ipari forradalom előtti légköri szén-dioxid-tartalom megkétszereződésére lenne szükség, azaz egyetlen vulkánkitörés jelentősebb légköri változásokat képes előidézni, mégpedig nagyon rövid távon.

A jégbe zárt légbuborékok különböző vegyületei – például CO2, CH4 – az egykori légkör összetételére vonatkozó közvetlen információt szolgáltatnak (13. ábra).

A hosszabb periódusidejű orbitális ciklusokhoz köthető negyedidőszaki és azt közvetlenül megelőző klímaváltozások nyomai leginkább a mélytengeri üledékekből váltak ismertté. Ezek az üledékek az óceáni medencékben nagyrészt a pelágikus és bentosz foraminiferák és nanoplankton szervezetek vázainak felhalmozódásából képződtek igen lassú és egyenletes üledékképződés során az elmúlt évmilliók alatt. Ezen parányi élőlények kalcium-karbonát anyagú vázában az oxigénizotóp összetételének változásai a jégtakaró egykori előrenyomulására, ill. visszahúzódására engednek következtetni. A jégtakaró növekedése, vagyis a lehűlés során ugyanis a 16O-izotóp nagyobb mennyiségben fagy be a jégbe, mint a 18O-izotóp. Így az óceánok vizének izotóp aránya a jégbe fagyott oxigénizotóp arányváltozásokat tükrözi, ami a földtörténet során számunkra az óceánokban élő mészvázú élőlények héjában mért izotópváltozások formájában marad fenn, és szolgáltat értékes információt a klímaváltozásokról. Mint a 14. ábrán is látható, ezek az izotóp arányváltozások rendkívül jól korrelálnak az egykori besugárzás számított értékeinek változásaival.

Az ún. Milanković-ciklicitást mutató negyedidőszaki globális klímaváltozások nem csak óceáni, hanem szárazföldi üledékekből is kiolvashatók. Ezek legismertebb példái a lösz-paleotalaj összetételű rétegsorok (14. ábra), de az elmúlt években hasonló ciklicitást sikerült kimutatni az Alföld nagy vastagágú negyedidőszaki folyóvízi rétegsorából is (15. ábra Nádor et al., 2003). A Körös-medencében mélyített Dévaványa D–1 és Vésztő V–1 fúrások üledékes rétegsorának paraméterei (szemcseméret-eloszlás, mágneses szuszceptibilitás, ásványtani érettség, fauna- és flóratartalom) ciklikus eloszlást mutattak. A fúrások paramétereinek ciklicitása jellegében és időbeli változásában jó korrelációt mutatott az ODP 677-es mélytengeri fúrás 18O-izotóp eloszlásával: a kb. egymillió évnél idősebb szakaszon a 40 ezer éves, míg a fiatalabb szakaszon a 100 ezer éves periódus volt jellemző. A ciklusok számának, periodicitásának és alakbeli lefutásának nagyfokú hasonlósága a két eltérő környezetben igazolta a vizsgált folyóvízi rétegsorok folyamatosságát, valamint azt is, hogy a folyóvízi üledékes ciklusok döntően az éghajlatváltozásoktól függő üledékbeszállítás függvényében alakultak ki, s ezért jól korrelálhatók a sarki jég pillanatnyi tömegétől függő mélytengeri izotópértékekkel.

Az utóbbi évtized hazai rétegsorokon végzett kutatásainak eredményeként részletes elemzések születtek a késő miocén (Korpás-Hódi et al., 2000) és a késő pleisztocén–holocén (például: Nagy-Bodor et al., 2000, Sümegi – Krolopp, 2002; Gábris et al., 2002) éghajlatváltozásairól is.


Következtetések


1. Amint az a fenti áttekintésből is egyértelműen kirajzolódik, a Föld története során rendkívül erőteljes éghajlatváltozásokon ment keresztül. E változások időtartamuk szerint négy csoportba sorolhatók.

A ma felismerhető leghosszabb időtartamú változások, a melegházi és hűtőházi klímaszakaszok 106–108 évet ölelnek fel. Időtartamuk és megjelenési módjuk is erősen változó. E váltakozások következményei viszonylag jól ismertek, kiváltó okai azonban ismeretlenek, illetve e tárgyban csak feltételezésekre szorítkozhatunk.

A közepes időtartamú (104–105 év) változások – az előbbivel szemben – egyértelműen periodikusnak bizonyultak, és jól egyeztethetők a Föld pályaelemeinek (precesszió, tengelyferdeség, excentricitás) a fentiekben ismertetett változásaival. Minthogy a pályaelemek változásai számíthatóak, az ezzel összefüggésben lévő, bonyolult visszacsatolásos folyamatsor eredménye, vagyis az éghajlati változások – legalábbis minőségi szinten – ugyancsak kalkulálhatóak.

A rövid időtartamú (1–103 év), periodikusnak tetsző változások hatásai különlegesen kedvező üledékképződési körülmények között (például zavartalan, folyamatos tavi rétegsorokban) jól kimutathatók, de az okokat egyelőre csak valószínűsíteni tudjuk (például napfolttevékenység).

Az egyszeri, katasztrofális események okozói lehetnek földi (például vulkánkitörések) vagy kozmikus eredetűek (például különböző méretű kozmikus testek becsapódásai). Ezeknek az éghajlatra és az ökológiai rendszerre gyakorolt hatása (például kihalások) nagyon különböző lehet; kutatásuk ma intenzíven folyik (Racki, 1999).

2. Az üvegházhatású gázok és más környezetszennyező anyagok szabályozatlanul növekvő mértékű kibocsátása egyre nagyobb mértékben keltette fel az embereknek a lehetséges éghajlatváltozások iránti érdeklődését. A média is hajlamos arra, hogy a várható éghajlatváltozást egyedül az emberi tevékenység rovására írja, ezért a geológiának kötelessége felhívni a figyelmet a változásokért felelős egyéb, már jól vagy kevésbé jól ismert, illetve feltételezett természetes eredetű okokra, továbbá arra is, hogy egyéb jelentős hatású, ma még egyáltalán nem ismert kiváltó okokkal is számolnunk kell. Ugyanakkor a számszerű értékeket tartalmazó előrejelzésekhez szükséges lenne ismerni a kiváltó okok hatásmechanizmusát, a változások mértékét és sebességét (Bárdossy, 1996) is. E tekintetben ugyan vannak, de összességében még meglehetősen szerények az ismereteink. Ebből adódóan ma a geológiai értelemben igen rövid távú (éves, évezredes) változások csak a legfiatalabb és lényegében közel folyamatos képződés mellett létrejött üledékekben vázolhatók fel.

3. Jelenleg egy hűtőházi klímaszakaszon belül egy interglaciális késői szakaszában vagyunk. Nicole Petit-Maire (2000) szerint a legutóbbi glaciális minimum átlaghőmérséklet 4,5 °C-kal volt kisebb a jelenleginél, míg a legnagyobb holocén átlaghőmérséklet 2°C-kal volt nagyobb a jelenleginél. A természetes tendenciának a lehűlés látszik, de az általa is kalkulált modell szerint az ipari tevékenység következtében a következő évtizedekben 1–4 °C-os globális felmelegedésre lehet számítani. Ma még megjósolhatatlan, hogy a természetes lehűlés ezt a melegedést milyen mértékig fogja csökkenteni, és – ami rendkívül lényeges – nem ismert a hőmérsékletváltozási folyamatok sebessége.

4. Az emberiségnek nem a holnapi gondja ugyan, a geológia mégsem mehet el szó nélkül a mellett a tény mellett, hogy a melegházi klímaszakaszt képviselő kréta időszak idején a globális átlaghőmérséklet 10 °C-kal haladta meg a jelenlegit (16. ábra). A melegházi és hűtőházi klímaszakaszok változásainak okát és szabályszerűségét nem ismerjük, de a földtörténetből levonható tapasztalatok alapján nyilvánvaló, hogy természetes okokra visszavezethető nagymértékű felmelegedésre a jövőben is sor fog kerülni. A Föld története során fajok milliói haltak ki, miközben újak jöttek létre. Az emberi faj létezésének tartománya (fajöltője) megjósolhatatlan. Ez az ember esetében a biológiai mellett társadalmi tényezőktől, továbbá a tudomány fejlődésétől is függ. Elképzelhető, hogy az emberi faj akár további millió éveket érhet meg, „Ha istenésszel, angyal érzelemmel / Használni tudnák éltök napjait”. Ebből adódóan a pillanatnyilag már látható és gondot okozó, közvetlen előttünk állónál sokkal nagyobb mérvű változásokkal is szembesülhet az emberiség. (Erre figyelmeztet a 16. ábrán látható diagram.) Már fele vagy harmad akkora globális hőmérsékletemelkedés is, mint ami a kréta időszakban végbement a poláris jégsapka nagymérvű, esetleg teljes megolvadásához is vezethet, aminek eredményeként a tengerszint 100–200 méterrel is meghaladhatja a jelenlegi értéket.

5. A földtörténeti múlt számos speciális rétegsorában mutattak ki ma még nem ismert okok által előidézett, viszonylag rövid idejű (száz- vagy ezeréves nagyságrendű), többé-kevésbé szabályos periódus szerint ismétlődő klímaváltozásokat jelző rétegsorokat. A meteorológusokkal közösen végzendő elemzések eredményeként remény van tehát olyan összefüggések felismerésére, amelyek alapján esetleg többéves, talán évtizedes, elfogadható valószínűségű klímaváltozási prognózisok is készíthetők lesznek.

(A tanulmány a Magyar Tudományos Akadémia előadóülésén, 2004-ben hangzott el. Ezt követően számos tudományos közlemény foglalkozott az éghajlatváltozással, különösen annak az emberi tevékenység által előidézett globális átlaghőmérséklet-növekedéssel, ami az emberiség szempontjából minden eddiginél nagyobb mérvű veszélyforrásként értékelhető. Jelen tanulmányban ezek elemzésére már nem volt módunk kitérni. Mindazonáltal nagyobb figyelmet kellene fordítanunk olyan integrált kutatásokra, amelyek eredményeként feltárhatjuk, hogy az emberi tevékenységtől független természetes folyamatok a fent említett veszélyt tovább fokozzák, vagy éppen ellenkezőleg, mérséklik-e azt.)


Kulcsszavak: paleoklíma, klímajelző kőzetek, melegházi klímaszakasz, orbitális klímaciklusok

Irodalom

Balog Anna – Haas J. – Read, J. F. – Coruh, C. (1997): Shallow Marine Record of Orbitally Forced Cyclicity in a Late Triassic Carbonate Platform, Hungary. Journal of Sedimentary Research. 67, 661–675.

Bambach, Richard K. – Scotese, Ch. R – Ziegler, A. M. (1980): Before Pangea: The Geographies of the Paleozoic World. American Scientist. 68, 1, 26–38.

Bárdossy György (1996): Paleoklimatológia és őséghajlat-jelző földtani képződmények. Magyar Tudomány. 4, 472–480.

Bárdossy György – Aleva, Gerard J. J. (1990): Lateritic Bauxites. Elsevier Science Publishers Co. 624 P.

Barron, Eric J. – Washington, Warren H (1982): Cretaceous Climate: A Comparison of Atmospheric Simulations with the Geologic Record. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 40, 1–2, 103–133.

Berger, André L. (1978): Long-Term Variations of Caloric Insolation Resulting from The Earth’s Orbital Elements. Quarternary Research. 9. 239–267.

Berggren, William A. – Kent, D. V. – Swisher, C .C. – Aubry, M.-P. (1995): A Revised Cenozoic Geochronology and Chronostratigraphy. In: Berggren, William A. – Kent, D. V. – Aubry, M.-P. – Hardenbol, J. (eds.): Geochronology, Time Scales and Global Stratigraphic Correlation. SEPM Special Publication. 54, 129–212.

Embry, Ashton F. – Beauchamp, B. – Glass, D. J. (1994): Pangea: Global Environments and Resources. Canadian Society of Petroleum Geologists, Calgary. Memoir 17.

Fischer Alfred G. (1986): Climatic Rhytms Recorded in Strata. Annual Reviews of Earth Planetary Sciences. 14, 351–376.

Gábris Gyula – Horváth E. – Novothny Á. – Újházy K. (2002): History of Environmental Changes from the Last Glacial Period in Hungary. Praehistoria. 3, 9–20.

Houghton, John T. – Meira Filho, L. G. – Bruce, J. – Lee, H. S. – Callendar, B. A. – Haites, E. – Harris, N. – Maskell, K. (eds.) (1994): Climate Change. Radiative Forcing and an Evaluation of the IPCC IS92 Emission Scenarios. IPCC 1994. Cambridge University Press, Cambridge, UK

Imbrie, John – Hays, J. D. – Martinson, D. G. – Mcintyre, A. – Mix. A. – Morley, J. J. – Pisias, N. G. – Prell, W. – Shackleton, N. J. (1984): The Orbital Theory of Pleistocene Climate: Support from a Revised Chronology of the Marine δ18O Record. In: Berger, André – Imbrie, J. – Hays, J. D. – Kukla, G. – Saltzman, B. (eds.): Milankovitch and Climate. D. Reidel, Hingham, Mass., 269–305.

Korpás-Hódi M – Nagy E. – Nagy-Bodor E. – Székvölgyi K. – Ó. Kovács L. (2000): Late Miocene Climatic Cycles and Their Effect on Sedimentation (West Hungary). In: Hart, Malcolm B. (ed.) Climates: Past and Present. The Geological Society Special Publications. 181, 79–88.

Kukla, George – An, Z. S. – Melice, J. L. – Gavin, J., – Xiao, J. L. (1990): Magnetic Susceptibility Record of Chinese Loess. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences. 81, 263–288

Matthews, Martin D. – Perlmutter, Martin A. (1994): Global Cyclostratigraphy: An Application to the Eocene Green River Basin. In: De Boer, Poppe L. – Smith, David G. (eds.): Orbital Forcing and Cyclic Sequences. IAS Special Publications, Blackwell. 19, 459–481.

Merrits, Dorothy – De Wet, A. – Menking, K. (1998): Environmental Geology: An Earth System Science Approach. W. H. Freeman Company, New York

Nagy-Bodor Elvira – Járai-Komlódi M. – Medve A. (2000): Late Glacial and Post-Glacial Pollen Records and Inferred Climatic Changes from Lake Balaton and the Great Hungarian Plain. In: Hart, Malcolm B. (ed.) Climates: Past and Present. The Geological Society Special Publications. 181, 121–133.

Nádor A. – Lantos M. – Thamóné Bozsó E. –Tóthné Makk Á. (2003): Milankovitch-scale multi-proxy records for the fluvial sediments of the last 2.6 Ma from the Pannonian Basin, Hungary. Quaternary Science Reviews 22, 2157–2175.

Olsen Paul E. (1986): A 40-Million-Year Lake Record of Early Mesozoic Orbital Climatic Forcing. Science. 234, 842–848.

Parrish, Judith Totman – Ziegler, A. M. – Scotese, C. R. (1982): Rainfall Patterns and the Distribution of Coals and Evaporites in the Mesozoic and Cenozoic. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Elsevier Sciences. 40, 67–101.

Petit-Maire, Nicole (2000): The Future World Seen Through the Recent Past. Abstract Volume, Rio De Janeiro

Racki, Grzegorz (1999): Silica- Secreting Biota and Mass Extinctions: Survival Patterns and Processes. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 154. 107–132.

Raymo, Maureen E. – Ruddimann, William F. (1992): Tectonic Forcing of Late Cenozoic Climate. Nature. 359, 117–122.

Saltzman, Matthew R. – Ripperdan, P. L. – Brasier, M. D. – Lohmann, K. C. – Robison, R. A. – Chang, W. T. – Peng, S. – Egaliev, E. K. – Runnegar, B. (2000): A Global Carbon Isotope Excursion (SPICE) During the Late Cambrian: Realation to Trilobite Extinctions, Organic Matter Burial and Sea Level. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 162. 211–223.

Schwarzacher, Walther – Haas János (1986): Comparative Statistical Analysis of Some Hungarian and Austrian Upper Triassic Peritidal Carbonate Sequences. Acta Geologica Hungarica. 29, 175–196.

Shackleton, Nicholas J. – Berger, A. – Peltier, W. R. (1990): An Alternative Astronomical Calibration of the Lower Pleistocene Timescale Based on ODP Site 677. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences. 81, 251–261.

Sümegi Pál – Krolopp Endre (2002): Quatermalacological Analyses for Modeling of the Upper Weichselian Palaeoenvironmental Changes in the Carpathian Basin. Quaternary International. 91, 53–76.

Tardy, Yves – Roquin, Claude (1998): Dérive des continents. Paléoclimats et altérations tropicales. Edition BRGM, Orleans

Vail, Peter R. – Mitchum, R. M. – Thompson, S. (1977): Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level. Part 3: Relative Changes of Sea Level from Coastalonlap. In: Payton, Charles E. (ed.) Seismic Stratigraphy – Applications to Hydrocarbon Exploration. American Association of Petroleum Geologists Memoirs. 26, 83–97.

Ziegler, Alfred M. – Scotese, C. R. – McKerrow, W. S. – Johnson, M. E. – Bambach, R. K. (1979): Paleozoic Paleogeography.  Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 7, 457–502.




1. ábra • A Föld relatív globális hőmérsékletének változását mutató görbe az eljegesedési időintervallumok (vízszintes sávozás), a kiugróan nagy átlaghőmérsékletű időintervallumok (rácsozott szakaszok), valamint az eljegesedések időtartamának és az eljegesedések közötti időtartamoknak a feltüntetésével, továbbá a kontinensek időben változó helyzetének szemléltetésével (Merritts, 1998 nyomán)

2. ábra • A fanerozoikumi éghajlat leegyszerűsített eloszlási képe a melegházi és hűtőházi szakaszokkal, jégtakarókkal, anoxikus szintekkel (A és B), a levegő-oxigén és szén-dioxid eloszlásával, a kontinensek tengerrel borítottságával és a vulkanizmus mértékének időbeli változásával (Fisher, 1984 nyomán, módosítva, kiegészítve)

3. ábra • A Föld keringési pályaelemei és változásuk periodicitása

4. ábra • A keringési pályaelemek André Berger (1978) által kiszámított változásai az elmúlt 800 ezer évre vonatkozóan

5. ábra • A légköri áramlási rendszerek helyzete klíma minimum és klíma maximum esetén (Matthews – Perlmutter, 1994)

6. ábra • A Newark-medencei triász tavi üledékek ciklicitása jól tükrözi a Föld keringési pályaelemeinek változási ciklusait (Olsen, 1986 nyomán)

7. ábra • A Green River-medence eocén szárazföldi üledékképződési környezeteinek változásai egy klímaciklus során (Matthews – Perlmutter, 1994)

8. ábra • A kontinensek eloszlása a késő kambrium idején a sekélytengeri és a síkvidéki szárazulati területekkel, a hegyláncok helyzetével, az evaporit-előfordulási területekkel, valamint a csapadékeloszlási képpel (Bambach et al., 1980; Tardy – Roquin, 1998)

9. ábra • A kontinensek eloszlása a kora devon idején a sekélytengeri és a síkvidéki szárazulati területekkel, a hegyláncok helyzetével, az evaporit-előfordulási területekkel, valamint a csapadékeloszlási képpel (Bambach et al., 1980; Tardy – Roquin, 1998)

10. ábra • A kontinensek eloszlása a késő karbon idején a sekélytengeri és a síkvidéki szárazulati területekkel, a hegyláncok helyzetével, az evaporit- és kőszén-előfordulási területekkel, valamint a csapadékeloszlási képpel (Bambach et al., 1980; Tardy – Roquin, 1998)

11. ábra • A kontinensek eloszlása a késő kréta idején a sekélytengeri és a síkvidéki szárazulati területek megkülönböztetésével, a hegyláncok helyzetével, az evaporit- és kőszén-előfordulások feltüntetésével, valamint a csapadékeloszlási képpel (Ziegler et al., 1979; Parrish et al., 1982)

12. ábra • A 18O-izotóparány változása a krétától napjainkig (Raymo – Ruddimann, 1992)

13. ábra • A szén-dioxid- és a metántartalom változásai, valamint a becsült hőmérséklet-értékek a vostoki jégmagból az elmúlt 220 ezer évre vonatkozóan (IPCC, 1994)

14. ábra • A júniusi besugárzás (Berger, 1978), a 18O-izotóparányok (Imbrie et al., 1984; Shackleton et al., 1990) és egy kínai löszszelvény mágneses szuszceptibilitás-változásainak (Kukla et al., 1990) korrelációja, amelyek ciklikus jellege a negyedidőszaki klímaváltozásokat jelzi

15. ábra • A mágneses szuszceptibilitás és az átlagos szemcseátmérő változásai a Dévaványa Dv–1 alapfúrásban, és a ciklusok korrelációja az ODP 677 mélytengeri fúrás 18O-izotóparány változásaival (Nádor et al., 2000)

16. ábra • A Föld átlaghőmérséklete és annak szélességi körök szerinti eloszlása a kréta időszakban és a holocén folyamán (Tardy et al., 1998 nyomán)


<-- Vissza a 2008/06 szám tartalomjegyzékére


<-- Vissza a Magyar Tudomány honlapra