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]).
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
Комментарии
См. также
- Циклы соотношения изотопов кислорода[англ.]
- Хронология донных отложений
- Глубоководное бурение