Ugrás a tartalomhoz

CSILLAGÁSZATI FÖLDRAJZ

Dr. Gábris Gyula, †dr. Marik Miklós, dr. Szabó József

NEMZETI TANKÖNYVKIADÓ

A FÖLD PÁLYAELEMEINEK SZEKULÁRIS VÁLTOZÁSAI ÉS AZOK FÖLDRAJZI KÖVETKEZMÉNYEI

A FÖLD PÁLYAELEMEINEK SZEKULÁRIS VÁLTOZÁSAI ÉS AZOK FÖLDRAJZI KÖVETKEZMÉNYEI

A pleisztocén éghajlatváltozások

Geológusok, paleontológusok megfigyelései alapján régóta ismeretes, hogy a Föld éghajlata lényegesen változott a geológiai idők során. A változások közül jelentőségét tekintve kiemelkedik az elmúlt néhány százezer év alatt bekövetkezett nagyarányú lehűléssorozat. A Földön ma is meglevő eljegesedett területek – a sarkvidékek jégtakaróinak és a magashegységek firnmezőinek, jégárainak – kiterjedése ritmusosan megnövekedett, illetve csökkent ebben az időszakban, és ezzel egyidejűleg a környező területek éghajlata is jelentősen megváltozott. Először az Alpokban kutató tudósok bizonyították a jégkorszakok létét, ezért nálunk azok ma is főképpen az általuk használt neveken szerepelnek: günz, mindel, riss, würm. Később más területeken, más kontinenseken is felismerték az eljegesedéseket, és jóllehet más elnevezésekkel illették azokat, mégis általában korban összekapcsolhatók a klasszikus alpi glaciálisokkal. A kutatás előrehaladtával a klasszikus négy eljegesedést még további fázisokra, stadiálisokra bontották, és a köztük levő jégmentes szakaszokat interglaciálisoknak, illetve interstadiálisoknak nevezték el.

Ezek a jelentős – mondhatni forradalmi – éghajlatváltozások erős hatással voltak a Föld egyes tájainak arculatára, hiszen az összes természetföldrajzi tényező együtt változott az éghajlattal. A növényzet, az állatvilág, a talajok, a vízfolyások, a tavak, a felszínformáló folyamatok és ezzel együtt a domborzat elemei is többé-kevésbé átalakultak a Föld különböző tájain. Bizonyítékként szolgálnak például a Német–Lengyel-síkságon a végmorénák hatalmas sáncai, a Skandináviából származó gránittömbök, az olvadékvizeket hajdan elszállító hatalmas ősfolyamvölgyek, az Alpok jégvájta tavai, a negyedidőszaki üledékekben (pl. lösz) az egymást váltogató hideg- és meleg éghajlatra utaló, eltemetett talajszelvények, az ugyanitt megtalálható különböző éghajlati igényű állatok és növények maradványai, a kedvező körülmények között szűk, speciális élettereken megmaradt reliktum élőlények stb. Az érintett tudományok mindegyikében, de főképpen az egész időszak fejlődéstörténetének rekonstruálásában döntő szerepet játszik az éghajlat változásainak még pontosabb megismerése. Ennek a megismerésnek a kulcsa pedig az éghajlatváltozás oka.

A glaciálisok legjellemzőbb tulajdonsága a sarki és magashegyi jégtakarók nagymértékű kiterjedése, amely azután a jégtakarón, annak közvetlen és távolabbi környékén első- és másodlagos jelenségeket, éghajlatmódosulásokat indukál.

Először tehát a jégtakarók kifejlődéséhez elengedhetetlen klimatikus előfeltételek vizsgálata szükséges ahhoz, hogy a továbbiakat megértsük.

A jégkorszak kialakulásának mechanizmusa

Régebben a jégkorszakok kialakulását előidéző legfontosabb éghajlati feltételnek az egész évi középhőmérséklet süllyedését tekintették. A kérdés azonban sokkal összetettebb. Mai általános vélemény szerint a jégtakarók képződésének klimatikus feltétele a hőmérséklet csökkenése következtében mérséklődő olvadás. Ezt azonban nem az évi középhőmérséklet csökkenése okozhatja, de még a különösen hideg telek hatása sem, hanem a hosszú időn keresztül előforduló hűvös nyarak felelősek érte. Tehát nem a téli, hanem a nyári félév éghajlata a döntő. Hűvös nyár szükséges ehhez, amely nem tudja elolvasztani az előző télen összegyűlt hómennyiséget, s így az évi hóháztartás mérlege pozitív.

A napsugárzás csökkenésének van egy bizonyos mértéke, határa, és ha a nyári félév hőmennyisége e határ alá csökken, akkor az előző télen lehullott hó nem tud teljesen elolvadni, és ezzel megkezdődik a hófelhalmozódás folyamata. Ez a határ a Köppen-féle küszöbérték (450 „kánoni egység”, magyarázatát lásd később). Szemléletes példával élve: ha adott időpontban a 65. szélességi fok környéki területek csak annyi besugárzást kapnak a nyári félévben, mint amennyit jelenleg a 68. fok (vagy még ennél is magasabb szélességek), akkor a nyári besugárzás csökkenése olyan mértékű, hogy túllépi a Köppen-féle küszöbértéket.

Az éghajlatváltozások okai

A jégkorszak kialakulását sokféle okra vezették vissza, sokféle jelenségben vélték megtalálni. Mivel az éghajlat kialakításában két fő tényező, elsődlegesen a napsugárzás és a Föld bolygótulajdonságai, másodlagosan pedig egyéb földi tényezők (a légkör összetétele, mozgásai, a domborzat stb.) vesznek részt, az éghajlatváltozás okait magyarázó hipotéziseket két csoportba szokás osztani:

a) Terresztrikus elméletek – a változás fő tényezője földi ok.

b) Extraterresztrikus elméletek – a jégkorszakokat földön kívüli, csillagászati tényezők okozzák.

A terresztrikus magyarázatok (pólusvándorlás, kontinensvándorlás, tengeráramlások és a tengerszint változásai, hegységképződések, a levegő szén-dioxid, illetve -vízgőztartalmának változása stb.) és azok kiértékelése itt nem feladatunk, de az extraterresztrikus elméletek ismertetése a csillagászati földrajz témakörébe vág.

Ezeket az elméleteket is két csoportba lehet osztani:

a) Az éghajlat módosulásait a pályaelemek változása következtében a Föld felszínére jutó napenergia mennyiségének és eloszlásának tér- és időbeli megváltozása okozza.

b) Egyéb kozmikus elméletek, mint pl. a napsugárzás intenzításának változásai.

A pályaelemek változásának hatásai

Ebben a fejezetben a földi pályaelemek módosulásainak hatására kialakuló éghajlatváltozások elméletét vizsgáljuk meg részletesebben. Az ekliptika ferdesége (ε), a Földpálya excentricitása (e) és a perihélium hossza (π) határozza meg a különböző földrajzi szélességekre jutó energia évi mennyiségét és évszakos megoszlását. A Föld egészére érkező besugárzás nagysága a pályaelemek változása ellenére is állandó marad (kb. 8,4 J/cm2/min), és csak a besugárzott energiamennyiség szélességenkénti, valamint évszakos eloszlása változik meg.

1. Az ekliptika ferdeségének (ε) változása következtében a különböző földrajzi szélességeken módosul a kapott sugármennyiség, mert ε-nal változik a Nap deklinációja és így a besugárzás szöge is, nagyobb besugárzási szög mellett pedig több sugármennyiséget kap a felületegység. Ha ε és vele együtt δ növekedik: a nyári félévben nő, a téli félévben csökken a besugárzott energia mennyisége a kritikus földrajzi szélességen. A nyár melegebb, a tél hidegebb lesz, tehát növekednek az évszakok közötti ellentétek. Ha e értéke csökken, akkor vele együtt csökken a δ és a nyári besugárzás is, a téli viszont növekedik. A nyár hűvösebb, a tél enyhébb lesz, tehát csökkennek az évszakok közötti ellentétek (66. ábra).

A jégtakaró növekedésére a tél és a nyár ellentétének mérséklődése, tehát az ekliptika ferdeségének csökkenése kedvező. eváltozásai a déli félgömbön ugyanolyan előjellel hatnak, mint az északin. Periódusa kb. 40 000 év.

66. ábra - A beesési szög változása az ekliptika ferdeségének (ε) változása szerint

kepek/42294_1_V_066.jpg


2. A perihélium hosszának (p) változásai a nyári és a téli félév időtartamát határozzák meg. A π a tavaszpont irányának a földpálya nagytengelyével bezárt szöge. A 67. ábrán π szög jellemző értékeinél – és ugyanakkora excentricitás esetében – vizsgáljuk a nyári és a téli félév időtartamát:

a) Ha π = 0° – vagyis, ha a tavaszpont és a perihélium iránya egybeesik – a két félév egyforma hosszú, a nyári és téli besugárzás egyenlő mértékű mindkét félgömbön.

b) Ha π = 90°, akkor

az északi félgömbön:

– a nyár hosszú, a besugárzás energiája a nagy naptávolság miatt kicsi,

– a tél rövid, a besugárzás energiája a közeli Nap miatt nagy,

– a félgömbön az évszakok közötti különbség csökken;

a déli féltekén:

– a nyár időtartama rövid, a besugárzás nagy,

– a tél hosszú, a besugárzás kicsi,

– a félgömbön az évszakok közötti különbség növekedik.

c) Ha π = 180°, akkor a két félév egyforma hosszú, a besugárzás is egyenlő mértékű.

d) Ha π = 270°, akkor

az északi félgömbön:

– a nyár rövid, a besugárzás nagy,

– a tél hosszú, a besugárzás kicsi,

– az évszakok közötti különbségek nagyok;

a déli félgömbön:

– a nyár hosszú, a besugárzás kicsi,

– a tél rövid, a besugárzás nagy,

– az évszakok közötti különbségek kicsik.

67. ábra - A perihélium hosszának (π) változásai állandó excentricitás mellett. A – afélium, P – perihélium, – tavaszpont,– őszpont, S – nyári napforduló, S" – téli napforduló. A vonalkázott rész jelzi a téli félévet

kepek/42294_1_V_067.jpg


Megállapíthatjuk, hogy ha egy félév időtartama hosszú és az általános besugárzás kicsi, akkor a félév az átlagoshoz képest hűvös lesz. Az eljegesedések kialakulása szempontjából a hűvös nyári féléveknek van jelentőségük. π = 90°-nál az északi félgömbön, π = 270°-nál a déli félgömbön alakul ki tehát olyan helyzet, ami kedvez a glaciálisok létrejöttének.

π szögértékét a 110 000 éves periódusú, direkt irányban mozgó perihéliumváltozás és a 26 000 éves periódusú, retrográd jellegű precesszió (a tavaszpont elmozdulása) együttesen határozza meg, olyan módon, hogy ebből π retrográd irányú egyenetlen forgása átlagosan kb. 21 800 éves periódust mutat. π jelenlegi értéke 102°, s így az északi félgömb nyara 7,5 nappal hosszabb a téli félévnél.

3. A Földpálya excentricitása (e) határozza meg, hogy a Föld perihéliumban és aféliumban milyen távolságra van a Naptól (68. ábra). Ez pedig a besugárzott energia értékét szabja meg, ami változatlan napállandó mellett a távolság függvénye.

68. ábra - Az excentricitás változásai. N – Nap, O – a Földpálya középpontja, - tavaszpont, – őszpont, S – napforduló

kepek/42294_1_V_068.jpg


A két utóbbi pályaelem (πés e)nem egymástól függetlenül, külön-külön határozza meg a félévek hosszát, hanem az e · sin π összefüggés szerint. A 67. ábrából kitűnik, hogy e és π legerősebben akkor tudják befolyásolni a félévek hosszúságát, ha π = 90°, illetve 270°. Az e · sin π szorzat értéke ekkor a legnagyobb, mert sin π = +1, illetve –1; tehát e értékét nem csökkenti abszolút értelemben, és az excentricitás egész értékével az eljegesedés irányában vagy az eljegesedés ellen hat. A pozitív, ill. negatív előjel azt fejezi ki, hogy a két szélső helyzetben az eljegesedésre kedvező- és kedvezőtlen feltételek felcserélődnek. π = 0°, illetve 180° esetében sin π = 0, tehát a félévek egyenlő hosszúak lesznek bármilyen e érték esetében. A többi helyzetben, amikor π más szögértékkel egyenlő, a téli- és nyári félévek különbsége a két szélső érték között helyezkedik el, amit az e · sin π képlet is jól mutat.

Egyik pályaelem sem tud önállóan jégkorszakot előidézni, ezért együttes hatásukat kell vizsgálni az ε ± e ⋅ sin π formula szerint. Az ε görbe hullámai az e ⋅ sin π görbe más periódusú hullámaival interferálnak, és egymás hatását erősítve vagy gyengítve, szabályozzák a Föld egyes területeire érkező napenergia mennyiségét és eloszlását. A képletben szereplő ± előjel fejezi ki, hogy π ellenkezőleg hat a féltekéken.

A Milanković–Bacsák-elmélet

A besugárzási értékek változásait az elmúlt 650 000 évre visszamenőleg először Milutin Milanković szerb csillagász számította ki 1924-ben, a L. Pilgrim által közzétett pleisztocén pályaelemek alapján. Összehasonlítási alapul az i. sz. 1800. évi pályaelemeket vette, és ehhez képest határozta meg ε, e és π értékeit, amelyeket grafikonon is ábrázolt, hogy a változás menetét szemléletessé tegye. A Δe és Δ(e · sin π) hatása azonban nem egyforma a különböző földrajzi szélességeken. Ezért mindkét változó még egy szorzót kap, amelynek értéke a szélesség függvénye. Az éghajlatingadozásokat ezután úgy tudta megállapítani, hogy az i. sz. 1800-ra kiszámított nyári- és téli félévek besugárzásához képest határozta meg az eltéréseket a pleisztocén idejére, hat földrajzi szélességre vonatkoztatva: 25°, 35°, 45°, 55°, 65°, 75° (A sugárzás mennyiségét régen nem grammkalóriában (cal), illetve jouleban (J), hanem ún. kánoni egységekben adták meg. Egy kánoni egység = 43,95 J/cm2/min). Azért számolt így, mert az ε hatása alacsony szélességeken nem jut érvényre, a magas szélességeken pedig az e ⋅ sin π hatása csökkent értékű. A legideálisabbk e számítások szempontjából az 55°–65° közötti terület, mivel itt mind az ε, mind az e ·sin π hatása érvényesülni tud.

Ha ε csökken, tehát görbéje éppen hullámvölgyben fut, a nyári besugárzás is csökken. π = 90° esetében az északi félgömbön, π = 270° idején a déli félgömbön következik be a nyári félév besugárzásának minimuma, mégpedig az e függvényében. Látjuk tehát, hogy mind az ε, mind az e ·sin π külön-külön is képesek leszorítani a nyári félév középhőmérsékletét, de csak együttesen okozhatnak olyan sugárzásveszteséget, amely eléri a Köppen-féle küszöbértéket, a –450 kánoni egységet, és megindulhat a télről fennmaradt hótömegek felhalmozódása. A két görbe hullámvölgyeinek időbeli egybeesése hűvös nyarak és enyhe telek sorozatát jelenti az egyik, mégpedig a déli féltekén. Az északi féltekén ugyanis az e ·sin π hullámhegye (ami π = 90°-nál jelentkezik) eredményezi a glaciálist. A két hullámvonal amplitúdója esetről esetre változik, ezért jó interferencia esetén is két lehetőség áll fenn: ha a besugárzás csökkenése eléri a Köppen-féle küszöbértéket, jól sikerült glaciális klímakilengés, ha nem éri el, ún. meddő glaciális jön létre.

Milanković számításai szerint az utolsó 600 000 évben a Δ(e · sin π) 27,5 hullámából 9 hullámhegy találkozott De hullámvölgyével, oly módon, hogy a sugárzás vesztesége meghaladta a 450 kánoni egységet, s így az eljegesedés az északi féltekén kifejlődhetett. Ez akkor szám szerint megegyezett a glaciológusok kutatáseredményeivel.

A magyar Bacsák György az 1940-ben és 1942-ben megjelent munkáiban jelentősen módosította Milanković számításainak elméleti alapjait, és más kérdésekben is továbblépett. Véleménye szerint nem helyes az 1800. évet alapul venni a besugárzás ingadozásainak meghatározásához, mert ez teljesen relatív, esetleges érték. Nem kapunk tárgyilagos képet a pleisztocén kori klímaváltozásokról, ha a jelenkor éghajlatát vesszük alapul, amely szintén a pályakilengések interferenciájából adódó egyedi klímatípus. Milanković görbéiből csak az állapítható meg, hogy egy-egy kilengés mikor kulminált, nem határozható azonban meg, hogy mikor kezdődött, illetve mikor végződött, és homályban marad a kulminációk közötti hosszú időszakok klímajellege is. Ezért Bacsák Gy. az ε eltéréseit – a görbe hullámait – ennek a pályaelemnek negyedidőszaki középértékétől (23,242°-tól), a Δ(e · sin π)-t pedig π = 0°-tól számította ki. A félévekre jutó energiamennyiségnél a pleisztocén átlagos nyári és téli féléveit vette alapul, és a sugárzás menetét ehhez viszonyítva csak egyetlen szélességre, az 57° 44'-re számította ki, azzal a megfontolással, hogy ez hozzávetőlegesen egyenlő távolságban húzódik az Európa klímáját alapvetően meghatározó skandináviai eljegesedés központjától és peremétől. Így Bacsák táblázataiból egy-egy klímakilengés tartamát, kezdetének és végének időpontját is meg lehet állapítani.

Láttuk, hogy az eljegesedések létrehozója a glaciális klímakilengés, amelynek okozója a Δε és Δ(ε · sin π) hullámainak jól sikerült interferenciája. A két görbén azonban nemcsak a hullámvölgyek eshetnek egybe, hanem az interferenciák egyéb változatai is lehetségesek, ami annyit jelent, hogy a glaciális és meddő glaciális kilengéseken kívül egyéb klímatípusok is léteztek a pleisztocén folyamán.

A különféle interferenciákból adódó klímatípusokkal Bacsák foglalkozott először (69. ábra).

69. ábra - A négy pleisztocén klímatípus sorrendje, erőssége, időtartama. (Grafikus ábrázolás Bacsák Gy. után) 1 – glaciális, 2 – szubarktikus, 3 – szubtrópusi, 4 – antiglaciális klímakilengés

kepek/42294_1_V_069.jpg


Tudjuk, hogy az ekliptika ferdeségének (ε) változása mindkét féltekén ugyanolyan irányban szabályozza a besugárzás szélességek szerinti eloszlását. Az e· sin π értékében tapasztalható eltérések azonban az északi féltekén ellentétes hatást váltanak ki, mint a délin. A következőkben a déli féltekére adjuk meg az interferenciákat és a pályaelemek változásainak a téli–nyári félévre gyakorolt következményeit.

1. Ha Δε hullámvölgye (–)a Δ(· sin π) hullámvölgyével (–)találkozik, akkor a nyár hűvös és hosszú, mert mindkét tényező leszorítja a besugárzást; a tél pedig rövid és enyhe, mert mindkettő növeli a kapott energia mennyiségét. Ez az ún. glaciális klímakilengés. Az enyhe csapadékos teleken hullott sok hó a hűvös nyarak során nem olvad el, tehát jégtakaró képződik. (Az északi félteke glaciálisai a Δ(e · sin π)pozitív kulminációinak idején vannak! A mi féltekénken az ilyenfajta interferencia esetén a Δe előjele negatív, a Δ(e · sin π)előjele pedig pozitív.)

2. Ha Δε hullámhegye (+)a Δ(e · sin π) hullámhegyével (+)találkozik, mindkét félév éghajlata szélsőségesen alakul, mert a két tényező egyaránt emeli a nyári, ill. leszorítja a téli besugárzás mennyiségét. A típus neve antiglaciális klímakilengés. Ez a típus a glaciális ellentettje. A hideg telek szárazak, a forró nyarak pedig nemcsak a kevés téli hócsapadékot, hanem az esetleg előzőleg felhalmozódott jégtakarót is gyorsan elolvasztják.

Ha Δε és Δ(e · sin π) ellenkező előjelű (+, –; ill. –, +),tehát hullámvölgy és hullámhegy találkozik, akkor mind a tél, mind a nyár nagyjából átlagossá válik, mert a két tényező egész évben egymás ellen hat! A félévek hosszúsága azonban különbözőképpen alakul, és – mivel e és Δ(e · sin π) hullámainak amplitúdója nem egyenlő – a félévek besugárzási viszonyai a teljesen átlagostól némileg eltérőek:

3. Ha Δε hullámhegye (+) a Δ(e · sin π) hullámvölgyével (–) esikegybe, akkor a nyár hosszú, a tél rövid és kissé melegebb: az ún. szubtrópusi típus alakul ki.

4. Δε hullámvölgyének (–) és a Δ(e · sin π) hullámhegyének (+) találkozásából pedig rövid nyár és hosszú tél következik: szubarktikus típus (7. táblázat).

7. táblázat - A besugárzás növekedése (↑) vagy csökkenése (↓) a déli féltekén a pályaelemek (ε és π) változásainak hatására

Pályaelemek és előjelük

Évszakok

Klimatípusok

  

Nyár

Tél

Bacsák szerint

Bariss szerint

ε

glaciális

erősen

π

 

óceáni

  

hosszú és hűvös

rövid és enyhe

  

ε

+

antiglaciális

erősen

π

+

 

kontinentális

  

rövid és meleg

hosszú és hideg

  

ε

+

szubtrópusi

enyhén

π

 

óceáni

  

hosszú és átlagos

rövid és átlagos

  

ε

szubarktikus

enyhén

π

+

 

kontinentális

  

rövid és átlagos

hosszú és átlagos

  

Összefoglalva a kritikus földövön észlelhető négyféle klímatípus jellegzetességeit, megállapíthatjuk, hogy két szélsőséges eset van: a glaciális kilengést hűvös nyár és enyhe, csapadékos tél („óceáni” jelleg), az antiglaciálist pedig meleg nyár és hideg tél („kontinentális” jelleg) jellemzi. A másik két típus évszakainak besugárzási viszonyai többé-kevésbé átlagosak, de a szubtrópusi hosszú nyarú, a szubarktikus pedig hosszú telű időszak (Bariss, 1989).

A két féltekén a két változó előjelei alapján ugyanabban az időben a következő klímatípusok uralkodnak:

Δε

Δ(e · sin π)

Déli félteke

Északi félteke

glaciális

szubarktikus

+

+

antiglaciális

szubtrópusi

+

szubtrópusi

antiglaciális

+

szubarktikus

glaciális

A táblázatok alapján kiszámítható, hogy az utolsó 600 000 évből kb. 91 000 évig tartottak a glaciális klímakilengések. Ezzel szemben az az időszak, amíg nagy jégtakarók borították a sarkvidéki és a magashegységi területeket, a különböző tudományágak bizonyítékai szerint jóval hosszabb ideig tartott. Ennek magyarázatához a másodlagos okokat is figyelembe kell venni.

A besugárzás csökkenésének következményeképpen az enyhe, csapadékos teleken felhalmozódott és a hűvös nyarakon alig olvadó jégtakaró vastagsága erősen megnövekszik, amely hatalmas területen jelentékenyen (esetleg egy-két kilométerrel) megemeli a térszínt, és a felszín visszaverő-képessége is növekedik. A két utóbbi tényező télen és nyáron is egyaránt a hőmérséklet csökkenését okozza, ami száraz anticiklonális meteorológiai helyzetet hoz magával. Ezzel azonban a jégkorszak fejlődése már le is zárult. A hideg tél tehát nem ok, hanem a felhalmozott jégmennyiség hűtő hatásának okozata. Ez a jégtakaró azután fennmarad mindaddig, amíg egy erős antiglaciális – jégolvasztó – klímakilengés nem következik be. A glaciális klímakilengést a táblázatok szerint soha nem követte azonnal antiglaciális, hanem szubarktikus vagy szubtrópusi típus iktatódott közbe. Így a tényleges eljegesedési időszak sokkal hosszabb, mint a pályaelem változásaiból számított glaciális klímatípus tartama.

A Milanković-elmélettel szemben kezdettől fogva erős kifogások is felvetődtek. Ezek közül a legfontosabbak a következők:

1. a két félteke egyidejű eljegesedése,

2. az ún. csillagászati kifogás,

3. számítási hibák.

1. A két féltekén – a glaciológusok többsége szerint – az eljegesedések egyidejűek voltak. A Milanković-elmélet alapján viszont az e · sin π előjeltől függő hatása következményeképpen ugyanabban az időben nem lehet glaciális kilengés a két póluson. Bacsák szerint ez az ellentmondás könnyen feloldható, azon az alapon, hogy a Δ(e · sin π) hullámainak periódusa viszonylag olyan kicsi (22 000 év), hogy hullámvölgye után a hullámhegy még hasonló Δε értékekkel interferál. Ezért az egyik félteke eljegesedését 10–11 000 év múlva mindig nyomon követi a másiké is. A jégkorszakok mechanizmusából következik, hogy azok a legközelebbi antiglaciálisig évezredeken keresztül tartanak. Ezért lehettek olyan időszakok, amikor mindkét féltekén nagy kiterjedésű jégtakaró uralkodott, jóllehet keletkezésük és elmúlásuk időpontja nem volt azonos. A würm I. jégkorszak pl. Bacsák táblázatai szerint 117 000-től 80 700-ig tartott az északi-, és 105 000-től 90 000-ig a déli féltekén. A hagyományos kormeghatározási módszerekkel ezek az eljegesedések megközelítően egyidejűnek határozhatók meg a két félgömbön, csupán a radioaktív izotópok mérésén alapuló abszolút kormeghatározás képes kimutatni ilyen eltéréseket.

2. A csillagászati kifogás szerint a karbon–perm és a pleisztocén között nem volt biztosan megállapítható eljegesedési időszak, noha a pályaelemek akkor is éppen úgy ingadoztak, mint a negyedidőszakban. Miért nem hoztak létre jégkorszakokat? Bacsák bonyolult, bizonytalan elméleti alapon álló és mára túlhaladott magyarázatot talált, amelynek ismertetése szükségtelen. Az e kérdésre jelenleg adható válaszra a későbbiekben még visszatérünk.

3. Az elmúlt évtizedekben többször is újraszámolták a Föld pályaelemeinek szekuláris változásait, és összehasonlították a görbéket a pleisztocén éghajlatára vonatkozó ismereteinkkel. A különböző szerzők hol teljesen elutasították (pl. Budyko, 1960) a klasszikus elméletet, hol pedig igazolni vélték azt (Wurtman, 1976). Az egyik utóbbi kísérlet A. L. Berger nevéhez fűződik (1976), aki az utolsó 400 000 évre vonatkoztatva 0,63-os korrelációs együtthatót számított a pályaelemek és a hőmérséklet ingadozása között (70. ábra).

70. ábra - Felső rész: A Föld pályaelemeinek változása 1950 előtt (B. P.) 200 000 évtől 1950 után (A. P.) 50 000 évig. 1 – az ekliptika ferdesége (ε), 2 – excentricitás (e), 3 – Δ(e · sin π) Alsó rész: a besugárzás ingadozásai az északi félteke három különböző földrajzi szélességére számítva. 1 – 80° É, 2 – 65° É, 3 – 10° É. A nyilak a jégsapka képződéséhez kedvező feltételek idejét jelzik (Berger, 1978)

kepek/42294_1_V_070.jpg


Az éghajlatváltozások összetett magyarázata

Ma már világos, hogy a jégkorszakok keletkezésének okait nem vezethetjük vissza csupán kozmikus hatásokra, hanem tisztázni kell a földi tényezőket, azok egymáshoz való viszonyát, kapcsolódását, és mindezeket egyetlen bonyolult rendszerbe foglalva (jég–óceán–atmoszféra modell) magyarázhatjuk meg az éghajlatváltozásokat. Ennek a rendszernek a részletes tárgyalása meghaladja e tankönyv céljait és kereteit, mégis szükséges néhány szóban vázolni azokat, hogy a csillagászati okokat megfelelően elhelyezhessük ismereteink körében.

A Föld hőmérsékletének időbeli alakulását nem csupán a Napból érkező hőmennyiség határozza meg, hanem az, hogy milyen a besugárzás–kisugárzás viszonya. E viszonyt a légkör szabályozza. A Föld–légkör-rendszer sugárzás-egyenlegének mérését műholdakkal lehet elvégezni. A mérések tükrében a térítő menti leszálló légáramlások övének egyenlege nagy különbségeket mutat, aszerint, hogy óceánok vagy szárazföldek fölött történt az észlelés. Ezen a ponton kapcsolódik be a gondolatmenetbe a kontinensvándorlás ténye (lemeztektonika), mert a tengerek és a szárazföldek megoszlása befolyásolja a sugárzási egyenleget, vagyis a Föld átlaghőmérsékletét. Ha ugyanis a térítők mentén főképpen óceánok vannak, Földünk melegebb, ha viszont kontinensek helyezkednek el, bolygónk átlaghőmérséklete alacsonyabb.

71. ábra - A planetáris sugárzási egyenleg változásai a Földön a kambrium óta (Dobosi Z., 1981). TW (terrawatt) = 1012 W

kepek/42294_1_V_071.jpg


72. ábra - Közép-Európa hőmérsékletének alakulása a harmad- és negyedidőszakban (Dobosi Z., 1984)

kepek/42294_1_V_072.jpg


A szárazföldek és tengerek földrajzi szélességek szerinti megoszlását a Földtörténet 9 különböző időpontjában ábrázoló térképsorozat alapján Dobosi Zoltán kiszámította a planetáris sugárzásegyenleget (71. ábra). A változások jól mutatták azt, hogy a „meleg Föld” bolygónk normál állapota, és csupán rövidebb időszakokban fordul elő alacsonyabb átlaghőmérséklet (a földtani kutatások a pleisztocén és permokarbon eljegesedéseken kívül a felső-ordiviciumban is bizonyítottak egy hideg periódust, amely – számításra alkalmas ősföldrajzi térkép hiányában – nem szerepel az ábrán).

A harmadidőszak óta tartó általános lehűlés görbéje (72. ábra) a klímaingadozások amplitúdójának fokozatos növekedését mutatja a pliocén–pleisztocén határától. Ezek az ingadozások az utóbbi évek mélytengeri fúrásmintáinak O18 izotóptartalmának vizsgálatából szűrhetők le: a hőmérséklet időbeli változásai „abszolút” kormeghatározással megállapíthatók. A hőmérséklet-ingadozások ritmusai az új, számítógéppel kiszámított pályaelem-ingadozásokkal jó egyezést mutatnak (73. ábra). Ez a tény nagy sikere a pályaingadozások alapján álló elméletnek.

Amikor tehát bolygónk átlaghőmérséklete az előbbiek szerint csökkent, a pályaelemek változása következtében beálló sugárzásváltozások elegendőnek bizonyultak a sarkvidékek jégsapkáinak kialakulásához.

73. ábra - A pályaelemek ingadozásaiból számított sugárzásváltozások összefüggése a jégtakarók kiterjedéséhez viszonyítva az utolsó 500 000 évben. a) – az excentricitás változásai (Berger, 1978), b) – a szárazföldi jégtakaró nagyságának a jelenlegihez viszonyított változásai az oxigénizotóp-mérések alapján számítva (Hays, 1976), c) – mint b), Shackleton és Opdyke (1973) adataiból, d) – oxigénizotóp-stádiumok sorszáma, e) – a nyári besugárzás ingadozásai az északi szélesség 65°-án (Berger, 1978). A nyilak a jég-előnyomulásra kedvező feltételeket jelentő időszakokat jelzik

kepek/42294_1_V_073.jpg


8. táblázat - A Föld fontosabb adatai

A Föld egyenlítői sugarának hossza

6 378,160 km

A Föld tengelysugarának hossza

6 356,775 km

A Föld lapultsága

1/298,26

Az Egyenlítő hossza

40 075,704 km

A Föld délkörének átlagos hossza

40 008,548 km

Egy szélességi fok ívhossza

 

az Egyenlítőn

111,321 km

a térítőkön

102,088 km

a sarkkörökön

44,389 km

Egy hosszúsági fok ívhossza

 

a 0 és 1ş szélességi kör között

110,576 km

a 45 és 46ş szélességi kör között

111,144 km

a 89 és 90ş szélességi kör között

111,695 km

A Föld közepes távolsága a Naptól (1 CsE = csillagászati egység)

149,598 millió km

A Föld legnagyobb távolsága a Naptól (júl. 6.)

152,100 millió km

A Föld legkisebb távolsága a Naptól (jan. 4.)

147,100 millió km

A Föld pályájának hossza

939,120 millió km

A földpályája excentricitása

0,004

A Föld tengelyferdesége (1993-ban)

23° 26' 37"

A Föld tengely körüli forgásának ideje (csillagnap)

23 h 56 m 4,09 s

A forgás kerületi sebessége az Egyenlítőn

461 m/s

A Föld Nap körüli keringésének ideje (sziderikus év)

365 nap 6 h 9 m 9 s

A Föld Nap körüli keringésének ideje (tropikus év)

365 nap 5 h 48 m 46 s

A keringés középsebessége

29,76 km/s

Luniszoláris precesszió

25 729 év

Nutáció

18,6 év

  

A Föld felülete

510,22 millió km

A Föld térfogata

1 083,32 milliárd km3

közepes sűrűsége

5,518 g/cm3

tömege

5 978 trillió tonna


Melegebb Föld esetében viszont a pályaelemek ingadozásai ilyen értelemben hatástalanok maradtak az éghajlatra. Ez a magyarázat egyben az ún. „csillagászati kifogás” elvetését is jelenti: a pályaelemek valóban mindig ingadoztak, befolyásuk azonban más, földi tényezők hatása mellett általában észrevehetetlen maradt, de bizonyos helyzetekben döntő jelentőségűvé is válhatott, mint pl. a pleisztocén eljegesedések alkalmával.

Visszatérve a Milanković-elméletre, megállapíthatjuk, hogy kezdeti sikereit egy leegyszerűsítésnek köszönheti. Milanković először a Napból érkező hőnek azokat az ingadozásait tette számítása tárgyává, amelyek a légkör legfelső felületén állnak elő, vagy más szóval, azt a fiktív klímát vizsgálta, amely a légkör nélküli Földön uralkodott volna a pleisztocén folyamán. Kutatásai szerint a fiktív klímából levezetett törvények használhatók a valóságos éghajlat esetében is, mert csak az amplitúdókban lesz változás, a kilengések időpontjai és tartama viszont nem változik. A fiktív klíma kizárólag a Földpálya szekuláris változásaitól függ, így bevezetése azért volt nagy könnyítés, mert abban a légkör sokféle tényezőjének – a levegő összetételének, víztartalmának, a felhős és napsütéses időszakoknak, csapadékoknak, szeleknek és egyéb tényezőknek – nincs szerepe.

A legújabb modellek viszont figyelembe veszik a földi éghajlat összes fontos tényezőit, azok egymásrahatását, dinamikus kapcsolatait. A csillagászati tényezők által meghatározott sugárzásváltozások ebben csupán a rendszer egyik – időszakonként fontos – elemét képezik.