1.3: Палеоклімат

Last updated
Save as PDF

Page ID: 37861

\( \newcommand{\vecs}[1]{\overset { \scriptstyle \rightharpoonup} {\mathbf{#1}} } \) \( \newcommand{\vecd}[1]{\overset{-\!-\!\rightharpoonup}{\vphantom{a}\smash {#1}}} \)\(\newcommand{\id}{\mathrm{id}}\) \( \newcommand{\Span}{\mathrm{span}}\) \( \newcommand{\kernel}{\mathrm{null}\,}\) \( \newcommand{\range}{\mathrm{range}\,}\) \( \newcommand{\RealPart}{\mathrm{Re}}\) \( \newcommand{\ImaginaryPart}{\mathrm{Im}}\) \( \newcommand{\Argument}{\mathrm{Arg}}\) \( \newcommand{\norm}[1]{\| #1 \|}\) \( \newcommand{\inner}[2]{\langle #1, #2 \rangle}\) \( \newcommand{\Span}{\mathrm{span}}\) \(\newcommand{\id}{\mathrm{id}}\) \( \newcommand{\Span}{\mathrm{span}}\) \( \newcommand{\kernel}{\mathrm{null}\,}\) \( \newcommand{\range}{\mathrm{range}\,}\) \( \newcommand{\RealPart}{\mathrm{Re}}\) \( \newcommand{\ImaginaryPart}{\mathrm{Im}}\) \( \newcommand{\Argument}{\mathrm{Arg}}\) \( \newcommand{\norm}[1]{\| #1 \|}\) \( \newcommand{\inner}[2]{\langle #1, #2 \rangle}\) \( \newcommand{\Span}{\mathrm{span}}\)

Вимірювання сучасними приладами (інструментальна запис) доступні лише приблизно за минуле століття. Цього недостатньо для опису повної природної мінливості кліматичної системи, що ускладнює атрибуцію спостережуваних змін. Ми хочемо знати, чи зміни, що спостерігалися в недавньому минулому, є незвичайними порівняно з доіндустріальною мінливістю клімату. Якщо вони є, то, швидше за все, вони антропогенні, якщо ні, вони цілком можуть бути природними. Дослідження палеоклімату також важливі для фундаментального розуміння того, як працює кліматична система. Деякі зміни палеоклімату, наприклад цикли льодовикового періоду, були набагато більшими, ніж ті, що були під час інструментального запису. Таким чином, ми можемо багато чого дізнатися з палеокліматичних даних про вплив великих кліматичних змін.

а) Методи

Дослідження палеоклімату здатні розширити інструментальний рекорд у часі набагато далі, ніж інструментальний запис, і доставили захоплюючу історію минулих змін клімату. Більшість доказів палеоклімату є непрямими і засновані на проксі для кліматичних змінних. Ці докази менш точні, ніж вимірювання сучасними приладами через додаткову невизначеність у співвідношенні між проксі та змінною клімату. Прикладами для проксі є пилок (рис. \(\PageIndex{1}\)) знайдені в озерних відкладах, які можуть бути використані для реконструкції минулого рослинного покриву, що, в свою чергу, може бути пов'язано з температурою та опадами. Так само різні види планктичних форамініфер воліють різну температуру. Деякі живуть в більш холодних водах, інші віддають перевагу більш теплим водам. Їх викопні оболонки накопичуються в відкладах, які можна витягти за допомогою кернового пристрою, використовуваного з дослідницького судна. Оболонки глибше в осаду старіші. Якщо панцири холодолюбних форамінфер виявлені на ділянці, де мешкають в даний час теплолюбні види, це говорить про те, що температури поблизу поверхні в минулому були більш холодними. Розроблено математичні методи кількісної оцінки температурних змін від видового складу. Інші проксі є хімічними, такими як співвідношення магнію до кальцію (Mg/Ca), що пов'язано з температурою, або ізотопи кисню або вуглецю в карбонатних оболонках кальцію форамініфер, які можуть бути використані для реконструкції температури, солоності, обсягу льоду і вуглецю циклічності. Бентичні форамініфери живуть на відкладах океану або в них і, таким чином, надають корисну інформацію про глибоководні властивості океану. Ось відмінний інтерактивний пост про палеокліматичних проксі.

Малюнок\(\PageIndex{1}\): Зображення електронного мікроскопа викопних форамініфер (А, дві планктичні форамініфери зверху та одна бентосна форамініфера знизу) та пилку (B).

Проксі-сервери знаходяться в різних архівах, таких як кільця дерев, крижані ядра, корали, океанські або озерні осадові ядра, які охоплюють різні періоди часу в діапазоні тимчасових дозволів (рис. \(\PageIndex{2}\)). Роздільна здатність запису може бути кількісно визначена як різниця часу Δ t = t ₂ — t ₁ між двома сусідніми зразками t ₁ і t ₂. Чим менше Δ t, тим вище роздільна здатність. Письмові історичні звіти можуть бути використані для реконструкції минулих кліматичних умов з дуже високою тимчасовою роздільною здатністю - деякі стародавні документи містять щоденні записи про погоду - приблизно до 1,000 років, але існує лише обмежена кількість таких записів. Кільця дерев, корали та спелеотеми (печерні родовища, такі як сталактити та сталагміти) забезпечують реконструкції з річним та десятилітнім дозволом (Δ t ~ роки до десятиліть) назад багато тисяч років. Крижані ядра, як правило, мають десятилітню до столітньої резолюції, що сягає майже мільйон років для Антарктиди та близько 100 000 років для Гренландії. Ядра осаду океану охоплюють мільйони років у минулому, але зазвичай при низькій часовій роздільній здатності столітніх до тисячолітніх часових шкал (Δ t ~ 100s до 1,000s років).

Малюнок\(\PageIndex{2}\): Багатошарові архіви палеоклімату. Варви являють собою шаруваті морські або озерні опади.

Для побудови хронологій записів палеоклімату використовується кілька методів дати зразків. Дерево-кільця - це річні шари, які можна порахувати. Візерунки з тонких і товстих кілець можна підібрати від одного дерева до іншого, більш старе (рис. \(\PageIndex{3}\)). Таким чином, велика кількість дерев може бути використана для створення довгої хронології з підрахунком шарів. Підрахунок шарів також може використовуватися в інших архівах з річними шарами, такими як крижані ядра або озерні відкладення. Більшість океанічних відкладень не мають річних шарів через біотурбацію, яка є змішуванням відкладень черв'яками та іншими організмами, що живуть у осаду. При наявності органічного матеріалу радіовуглецеве датування може бути використано для визначення віку зразка. Радіовуглець (¹⁴ С) розпадається експоненціально з періодом напіврозпаду 5,730 років. Таким чином, чим менше відношення радіовуглецю до звичайного вуглецю (¹⁴ С/ ¹² С) у зразку, тим він старше. Це співвідношення можна точно виміряти за допомогою мас-спектрометра. Однак цей метод можна використовувати лише приблизно до 40 000 років до теперішнього часу, оскільки старий матеріал має невимовно малі кількості ¹⁴ С.

Малюнок\(\PageIndex{3}\): Хронології довгих дерев кільця можуть бути побудовані шляхом зіставлення перекриваються шаблонів різних дерев.

б) Останні два тисячоліття

Історичні розповіді, такі як фотографії замороженої Темзи (рис. \(\PageIndex{4}\)) документ період відносно холодних умов протягом ^{16-го по ^19-й} століття в Європі називається Малий льодовиковий період. І навпаки, відносно теплі умови протягом 9-го - ^{^13-го} століть, звані середньовічним теплим періодом, можливо, дозволили вікінгам колонізувати Гренландію та подорожувати до Північної Америки.

Малюнок\(\PageIndex{4}\): A: Зображення замороженої Темзи 1683-84 років Томаса Уайка. Б: Руїни церкви Hvalsey з гренландських поселень скандинавських.

Однак дві недавні реконструкції глобальних температур вказують на те, що середньовічний теплий період не був глобальним явищем (рис. \(\PageIndex{5}\)). Ці реконструкції також свідчать про те, що протягом останніх 2000 років існувала довгострокова тенденція охолодження, яка завершилася Малим льодовиковим періодом, який був припинений відносно швидким потеплінням протягом ^20-го століття. За даними PAGES 2k реконструкції середня глобальна температура протягом трьох десятиліть з 1971 по 2000 рік була теплішою, ніж в будь-який інший 30-річний період за останні 1400 років. Це говорить про те, що недавнє потепління незвичайне. Швидкість змін протягом останніх ~ 100 років також здається надзвичайно швидкою порівняно з попередніми 2000 роками. Дві незалежні реконструкції добре узгоджуються з тенденцією охолодження протягом останніх 1,000 років, але реконструкція PAGES 2k передбачає трохи тепліші умови протягом першого тисячоліття н.е. (Спільна ера). Набір даних Marcott et al. (2013) базується здебільшого на ядрах океанських відкладень з нижчою роздільною здатністю і тому згладжується порівняно з набором даних PAGES 2k з вищою роздільною здатністю, який включає в основному дані про землю, такі як пилок та кільця дерев.

Рисунок\(\PageIndex{5}\): Глобальні багатопроксі-температурні реконструкції з проекту PAGES 2k на основі 7 регіональних реконструкцій континентального масштабу (зелений) порівняно з незалежною реконструкцією, яка включає в себе весь голоцен (Marcott et al., 2013; синій з затіненим діапазоном помилок; див. Також рисунок\(\PageIndex{7}\)) і інструментальна платівка (червоний). Реконструкція PAGES 2k являє собою середні показники за 30 років. Вона включає набагато більше даних, ніж нижча резолюція Marcott et al. (2013) реконструкція, особливо за останні 1,000 років. Таким чином, діапазон помилок реконструкції PAGES 2k імовірно набагато менший, ніж той, який вказує синє затінення. З реального клімату.

в) Голоцен

Рис. \(\PageIndex{6}\)показує повну голоцену (останні 10 000 років) реконструкцію середніх глобальних температур від Marcott et al. (2013). Це говорить про те, що довгострокова тенденція охолодження останніх 2000 років є частиною більш тривалої тенденції, яка поширюється назад у часі до середнього голоцену близько 4,000 до н.е. Ранній голоцен приблизно від 8000 до н.е. до 4,000 до н.е. був відносно теплим, подібно до останніх десятиліть. (Це обговорюється в науковому співтоваристві; недавня робота припускає, що під час раннього голоцену не було тепліше і що винні упередження в проксі, пов'язані з сезонністю. Якщо це правда, нинішнє потепління буде безпрецедентним протягом більше 10 000 років, можливо, більше 100 000 років або довше.) Швидкість зміни температури виявляється набагато меншою в порівнянні з останніми 100 роками, але відносно низька роздільна здатність реконструкції призводить до згладжування і не дозволяє справедливого порівняння з інструментальним рекордом на 100-річних часових шкалах.

Рисунок\(\PageIndex{6}\): Глобальна реконструкція температури поверхні голоцену від Marcott et al. (2013, синій) із заштрихованими діапазонами похибок разом із інструментальним записом (червоний) як функція часу в роках CE. З реального клімату.

Тепер давайте подивимося на СО ₂. Чи спостерігається збільшення атмосферного CO ₂ протягом останніх 60 років незвичайним порівняно з доіндустріальним голоценом? Для відповіді на це питання можна використовувати крижані сердечники. Коли сніг накопичується на крижаній покриві, він стискається до твердіння, а пізніше до льоду через тиск накладається снігу (рис. \(\PageIndex{7}\)). Під час цього процесу ущільнення дрібні бульбашки повітря потрапляють в лід. У лабораторії повітря можна витягти з льоду, наприклад, шляхом механічного подрібнення льоду, а його концентрацію CO ₂ та інші парникові гази можна виміряти.

Малюнок\(\PageIndex{8}\): Вимірювання льодового ядра CO ₂ стародавнього повітря. Різні кольори вказують на різні крижані ядра. Вставка збільшується до останніх 200 років і включає червоним кольором сучасні вимірювання повітря від Mauna Loa (див. Рисунок 8 у главі 2). Зверніть увагу, що вимірювання крижаного ядра добре узгоджуються з сучасними даними, де вони перекриваються. Від МГЕЗК (2007).

Інші парникові гази також вимірювалися в повітрі, витягнутому з крижаних сердечників. Метан (CH ₄) та закис азоту (N ₂ O) демонструють дуже подібну поведінку до CO ₂, так що їх концентрації були відносно постійними по всьому голоцену близько 700 ppb і 260 ppb відповідно і різко зросли протягом останніх 200 років до значень близько 1700 і 310 ppb відповідно (МГЕЗК, 2007).

г) Льодовиковий період

Рис. \(\PageIndex{6}\)вже натякає на холодний період перед голоценом. Дійсно, тепер ми знаємо, що довгий час Земля перебувала в льодовиковому періоді, або льодовиковому стані, до початку нинішнього теплого періоду голоцену. ^{Але тільки в 19 столітті вчені зрозуміли, що Земля пережила льодовикові періоди в глобальному масштабі.} Це відкриття було зроблено Луї Агассісом, швейцарським геологом, який висунув гіпотезу, що не тільки альпійські льодовики були просунуті, але й великі крижані покриви перемістилися на південь від північної Європи та Америки, залишаючи позаду льодовикові форми рельєфу (рис. \(\PageIndex{9}\)). Для захоплюючого і більш детального розповіді про це відкриття читач посилається на Імбріє і Імбріє (1979).

Малюнок\(\PageIndex{9}\): Льодовикові форми рельєфу. Верх: Полірована порода з смугастими смугами свідчить про те, що над ним рухався льодовик. Льодовик включає скелі в своє підставу і, штовхаючи їх над підстилаючою породою, створює канавки. Цей приклад - з національного парку Маунт-Реньє. A: Морени (цей приклад з Шпіцбергена) - це льодовикові відкладення, утворені збоку (бічні морени) або кінці (кінцеві морени) рухомого льодовика. Б: Нестійкі валуни, подібні до цього з Шотландії, за багато миль від можливого джерела скелі, були віднесені Луї Агассісом до дії льодовиків льодовиків.

У розпал останнього льодовикового періоду, Останній льодовиковий максимум (LGM) приблизно 20 000 років тому великі додаткові крижані покривали частини Північної Америки та Північної Європи (рис. \(\PageIndex{10}\)). Льодовий лист Laurentide був товщиною понад 3 км і охоплював все те, що зараз є Канадою та частиною північних Сполучених Штатів, досягаючи аж на південь, як Нью-Йорк, Чикаго та Сіетл. Євразійський (або фенноскандіанський) крижаний покрив всю Скандинавію, більшу частину Британських островів, Балтійське море та прилеглі території суші від північно-східної Німеччини до північно-західної Росії. Гірські льодовики також спускалися далі вниз по долинам і часто в низькі землі.

Рисунок\(\PageIndex{10}\): Реконструкції крижаних покривів (контурні лінії показують перепади висот 500 м) та різниці температур поверхні від сучасних (колірна шкала в K) для останнього льодовикового максимуму. З новин СТОРІНКИ.

Оскільки набагато більше води було заблоковано як лід на суші, рівень моря був на 120 м нижче під час LGM, ніж сьогодні. Уявіть свій улюблений пляж сьогодні. Там не було води на ЛГМ. Дослідіть з інтерактивним глядачем батиметрії NOAA, наскільки далі було б до води під час LGM на вашому улюбленому пляжі.

LGM - це добре вивчений часовий період в дослідженнях палеоклімату, і у нас є безліч даних. Крижані сердечники показують нижчі концентрації атмосферних парникових газів, таких як CO ₂ (180 ppm проти 280 ppm) під час пізнього доантропогенного голоцену; рис. \(\PageIndex{10}\)) і метан. Реконструкції рослинності показують, що ліси були замінені тундрою та луками на великих ділянках середніх та високих широт (Prentice et al., 2011). Ми також знаємо з крижаних та океанських осадових ядер, що повітря було більш пильним. Температурні проксі майже скрізь показують більш холодні температури (рис. \(\PageIndex{10}\)). Однак перепади температур були не скрізь однаковими. Перепади температур на великих ділянках тропічного і субтропічного океанів були досить невеликими. Усереднені в глобальному масштабі температури поверхні моря оцінюються лише на 2° C прохолодніше, ніж теперішня (MARGO, 2009). Суші в тропіках відчували помірне похолодання близько 3° C (Bartlein et al., 2011). Найбільше похолодання понад 8° C відбулося над сушею в середньо-високих широтах і над Антарктидою (рис. \(\PageIndex{11}\)). Глобально усереднена температура поверхневого повітря оцінюється як 4° C холодніше під час LGM (Annan and Hargreaves, 2013). Більш пізні, але неопубліковані дослідження показують, що 5° C вказують на деяку невизначеність у цих оцінках. Ці автори також припускають, що в середньому похолодання над сушею було в 3 рази більше, ніж над океанами. Контраст суші та полярне посилення = схожі на те, що ми бачили при спостережуваному потеплінні протягом минулого століття (рис. 2 у главі 2). Це говорить про те, що це надійні властивості кліматичної системи.

Коробка 1: Ізотопи кисню

Ізотопи - це варіації одного і того ж елемента з різною кількістю нейтронів, що призводить до різної маси (рис. Б\(\PageIndex{1}\)). Так як різні ізотопи одного і того ж елемента мають однакову кількість електронів (жовті кола на рис. Б\(\PageIndex{1}\)) вони вступають в хімічну реакцію однаково або дуже схоже.

Малюнок B\(\PageIndex{1}\): Найпоширеніший (99,8%) ізотоп кисню кисню-16 (\( ^{16}O \)) має 8 протонів (червоний) і 8 нейтронів (синій) таким чином, що його маса становить 16 атомних одиниць. Кисень-18 (\( ^{18}O \)) має два додаткових нейтрона, що робить його (18 - 16) /16 = 12,5% важчим\( ^{16}O \). Це також набагато рідше (0,2%), ніж\( ^{16}O \). Від Монтессорі Маддл.

Молекули води (Н ₂ О) з\( ^{18}O \) (20-18) /18 = 11% важче, ніж ті с\( ^{18}O \). Маса молекули впливає на те, наскільки ймовірно, що вона братиме участь у зміні фази, таких як випаровування або конденсація. Молекули води при певній температурі у водній фазі мають розподіл кінетичної енергії\(\frac{1}{2}mv^{2}\). Одні трохи швидше, інші - трохи повільніше. Тільки найшвидший зможе вийти з водяної фази і доїхати до парової фази (повітряної). (Ось гарне відео YouTube, що пояснює це трохи докладніше.) Оскільки маса важкої молекули води більша, її швидкість, в середньому, повинна бути меншою, щоб мати однакову кінетичну енергію. Тому важчі ізотопи будуть залишатися в рідкій фазі частіше, ніж більш легкі ізотопи. Цей процес називається фракціонуванням. Це призводить до скупчення важких водних ізотопів в океані і відносно більшої кількості ізотопів легкої води в повітрі.

Ось аналогія. Уявіть собі ряд чорно-білих футбольних м'ячів вишикувалися на центральній лінії футбольного поля. Чорні кульки трохи важче, ніж білі кулі. Тепер гравець буде стріляти кульками, один за іншим, альтернативно чорно-білими, до мети. Коли він/вона буде зроблено, ви підраховуєте кулі, які зробили його через лінію воріт. Чи буде більше чорних або білих кульок? Так, дійсно, більше білих кульок, тому що вони легші і вони літають далі через більших швидкостей, поставлених гравцем, який надає приблизно однакову кількість енергії для кожного пострілу. У цій аналогії білі кулі - це світлові ізотопи.

Ізотопи зазвичай виражаються у вигляді дельта-значень\( \delta ^{18}O = \left ( R-R_{std} \right )/R_{std} \), таких як, де \( R= ^{18}O/^{16}O \)співвідношення важкого над світлом зразка, відносно стандарту\( R_{std} \). Рис. B\(\PageIndex{2}\) ілюструє, як фракціонування під час випаровування та конденсації впливає на ізотопні значення води, пари та льоду в глобальному гідрологічному циклі.

Малюнок B\(\PageIndex{2}\): Типові\( ^{18}O \) величини δ (в дозволі). Поверхневі океанічні води мають δ\( ^{18}O \) значення близько нуля. Завдяки фракціонуванню під час випаровування менш важкі ізотопи потрапляють в повітря, що призводить до негативних дельта-значень близько -10 ‰. Конденсація воліє важкі ізотопи з причин, аналогічних випаровуванню. У цьому прикладі перші опади, таким чином, мають значення Δ18O близько -2 ‰, залишок водяної пари буде додатково виснажений\( ^{18}O \) відносно\( ^{16}O \) таким чином, що його\( ^{18}O \) значення δ становить приблизно -20 ‰. Будь-яка наступна подія опадів ще більше виснажує\( ^{18}O \). Цей процес відомий як перегонка Релея і призводить до дуже низьких\( ^{18}O \) значений δ менше -30 ‰ для снігу, що падає на крижані покриви. Таким чином, лід має дуже\( ^{18}O \) негативний δ від -30 до -55 ‰. Глибоководні значення океану сьогодні становлять приблизно від +3 до +4 ‰. Під час LGM, оскільки більше води було заблоковано в крижаних покривах, решта океанічної води стала важчою в δ приблизно\( ^{18}O \) на 2 ‰. Ми знаємо це тому, що форамініфери будують свої оболонки карбонату кальцію (CaCO3), використовуючи навколишню морську воду. Таким чином, вони включають ізотопний склад кисню води в свої оболонки, які зберігаються в відкладах і можуть бути виміряні в лабораторії.

Ми робимо висновок, що дані палеоклімату з LGM показують, що Земля різко відрізнялася від сьогоднішнього дня, з великими крижаними покривами, низьким рівнем моря та різною рослинністю. Ці зміни відбулися, незважаючи на те, що середні глобальні температури змінилися лише на 4-5° C, що можна порівняти зі змінами, прогнозованими для деяких майбутніх сценаріїв.

Геологічні докази, такі як наведені на рис. \(\PageIndex{9}\)рясний лише для останнього великого заледеніння, оскільки кожен льодовиковий прогрес стирає докази попередніх зледенінь. Однак через наших друзів, форамініфери, ми знаємо багато подробиць попередніх заледенінь. Як це може бути? Форамініфери живуть в океані. Ну, як пояснено у вікні, δ ¹⁸ O морської води фіксує кількість об'єму льоду і, отже, рівень моря. Оскільки форамініфери записують δ ¹⁸ O морської води у своїх оболонках, ми можемо дивовижно реконструювати минулий об'єм льоду з крихітних раковин, знайдених у бруді на дні океану.

Рис. \(\PageIndex{11}\)показує, що за останні 800 000 років було близько 9 льодовиково-міжльодовикових циклів. Більшу частину часу рівень моря був нижчим, ніж сьогодні, під час деяких льодовикових максимумів більш ніж на 120 м. записи льодовикового ядра показують, що льодовикові періоди завжди були пов'язані з низькими атмосферними концентраціями CO ₂ і низькими температурами в Антарктиді. Концентрації CO ₂ варіювалися між приблизно 180 ppm під час льодовикових максимумів і 280 ppm під час міжльодовиків. Кореляція між цими повністю незалежними наборами даних, один з антарктичних крижаних ядер, інший з глибоководних форамініфер, вражає. Це демонструє, що клімат і вуглецевий цикл тісно пов'язані між собою. Високі концентрації CO ₂ завжди пов'язані з теплими температурами, високим рівнем моря та низьким обсягом льоду. Це вказує на важливість атмосферних концентрацій CO ₂ для клімату, але це також говорить про те, що клімат впливає на вуглецевий цикл і спричиняє зміни CO ₂.

Малюнок\(\PageIndex{11}\): Льодовиково-міжльодовикові цикли. Вгорі: Антарктична температурна аномалія, оцінена за співвідношеннями дейтерію, виміряними в льоду (Jouzel et al., 2007). Дейтерій (D) є важким ізотопом водню ² H. In H ₂ O він працює подібно до важкого ізотопу кисню як локальний температурний проксі. Центр: Атмосферні концентрації CO ₂ з крижаних ядер (Lüthi et al., 2008). Дно: Глобальні зміни рівня моря (ΔSL = [δ ¹⁸ O - 3,2 ‰] × [-120 м/ 1,69 ‰]), оцінені за ізотопами кисню (δ ¹⁸ O), виміряних у донних форамініферах з глибоководних відкладень (Lisiecki and Raymo, 2004). Це ключова цифра.

Більш пильний огляд відводів і лагів показує, що під час останнього дезледеніння CO ₂ і антарктичної температури призводять глобальну температуру, що говорить про те, що CO ₂ є важливим форсируючим механізмом для потепління (Shakun et al., 2012). Але ми також знаємо, що клімат впливає на вуглецевий цикл. Наприклад, СО ₂ більше розчиняється в холодній воді, через що океан льодовикового періоду забирає додатковий вуглець з атмосфери. Ще однією ймовірною причиною зниження льодовикової концентрації CO ₂ в атмосфері є запліднення залізом. Більш холодна льодовикова атмосфера також була більш пильною. Пил містить залізо, і таким чином доставка заліза в нині обмежені залізом регіони, такі як Південний океан, була збільшена під час льодовикового періоду. При цьому активізувався ріст фітопланктону і біологічний насос, який описує процеси занурення і секвестеризації вуглецю в глибині океану. Наші недавні дослідження показують, що близько половини (~ 45 ppm) льодовиково-міжльодовикових варіацій CO ₂ можна пояснити температурою та ще 25-35 ppm шляхом запліднення залізом (Khatiwala et al., 2019). Однак ця тема не врегульована і підлягає постійним дослідженням. Детальніше про те, як клімат може вплинути на CO ₂, буде розглянуто в розділі вуглецевого циклу. Поки давайте тільки зробимо висновок, що клімат і вуглецевий цикл тісно пов'язані.

Але що викликає льодовиково-міжльодовикові цикли? Вони викликані змінами орбіти Землі навколо Сонця, що впливає на сезонний розподіл надходить сонячної радіації. Ця теорія була вперше запропонована в 1938 році сербським астрономом Мілютіном Міланковичем, який розрахував зміни орбітальних параметрів Землі і пов'язував їх з минулими льодовиковими періодами. Орбіту Землі можна описати трьома параметрами (рис. \(\PageIndex{12}\)). Ексцентриситет Е - це відхилення від ідеально кругової орбіти. Орбіта Землі - це невеликий еліпс, хоча він близький до кругової. E варіюється на ~ 100 000 річних циклів між нулем і 0,06. Нахил T, або конусність, описує кут між віссю обертання Землі і екліптикою, яка є площиною орбіти Землі навколо Сонця. В даний час T = 23,5°, але він коливається від 24,5° до 22,5° на 40,000 річному циклі. Прецесія P - це коливання осі Землі, як коливання вершини. Наразі ми найближче до сонця в січні, що відповідає осі, нахиленій вліво на рис. \(\PageIndex{12}\). P змінюється на 23 000 річного циклу і сильно модулюється ексцентриситетом. Ці варіації викликані гравітаційними силами інших планет, зокрема Юпітера і Сатурна.

Малюнок\(\PageIndex{12}\): Цикли Міланковича. Верх: орбіта Землі навколо Сонця визначається ексцентриситетом (E), нахилом (T) або конусністю та прецесією (P). Внизу: Зміна параметрів орбіти Землі через час. Негативні числа зліва показують минуле, а позитивні - майбутнє.

Теорія Міланковича полягає в тому, що літня інсоляція в північній півкулі контролює воскування та зменшення крижаних покривів. Коли літня інсоляція висока, весь сніг з попередньої зими розтане. Коли літня інсоляція низька, частина снігу виживає і протягом наступної зими накопичується більше снігу. Таким чином може рости крижаний покрив. Північна півкуля важлива, оскільки саме там знаходяться основні сухопутні маси, де можуть рости додаткові крижані покриви. Антарктичний крижаний покрив принципово не змінився під час льодовикових періодів, хоча під час льодовикових періодів він дещо збільшився і трохи скоротився під час міжльодовиків, а Патагонський крижаний покрив був набагато меншим, ніж на півночі.

Теорія Міланковича була по суті підтверджена спектральним аналізом глибоководних даних δ ¹⁸ O, який показує всі прогнозовані періодичності (Hays et al., 1976). Однак, коли і чому починаються і закінчуються льодовикові періоди, залишаються активними темами досліджень.

Хоча теорія Міланковича пояснює циклічність і терміни льодовиково-міжльодовикових циклів, вона не пояснює їх амплітуди (наскільки змінилися середні глобальні температури). Моделювання з глобальними кліматичними моделями показують, що амплітуда льодовиково-міжльодовикових змін температури може бути відтворена лише за умови обліку змін CO ₂ (наприклад, Shakun et al., 2012). Це призводить нас до висновку, що зміни CO ₂ є важливим (зворотним зв'язком) фактором при визначенні льодовиково-міжльодовикових змін температури, хоча кінцевою причиною циклів льодовикового періоду є орбітальні цикли Землі.

Питання

Що таке палеокліматичні проксі?
Що таке архів палеоклімату?
Який запис палеоклімату має більш високу роздільну здатність: запис A, який має дані кожні 100 років, або запис B, який як дані кожні 1000 років?
Що таке хронологія?
Назвіть два методи, які використовуються для дати зразки палеоклімату?
Наскільки холоднішими були середні глобальні температури поверхневого повітря під час LGM?
Наскільки холоднішими були середні глобальні температури поверхні моря під час LGM?
Наскільки нижче був глобальний рівень моря під час LGM?
Наскільки нижче був атмосферний CO ₂ під час ЛГМ порівняно з доіндустріальним пізнім голоценом?
Що таке теорія Міланковича?
Як ми знаємо ступінь зледеніння під час останнього льодовикового періоду?
Як ми знаємо рівень моря та об'єм льоду під час попередніх зледенінь?

Відео

Лекція: Останні 2,000 років, голоцен

Лекція: Льодовикові періоди та ізотопи

Лекція: Міланкович

Посилання

Аннан, Дж., і J.C. Hargreaves (2013), Нова глобальна реконструкція температурних змін на останньому льодовиковому максимумі, Clim Past, 9 (1), 367-376, дої:10.5194/cp-9-367-2013.

Bartlein, P., et al. (2011), Реконструкції континентального клімату на основі Поллена на 6 і 21 ка: глобальний синтез, Clim Dynam, 37, 775-802, дої:10.1007/s00382-010-0904-1.

Хейс, Дж., Джей Імбріє, і Н.Дж. Шеклтон (1976), Варіації орбіти Землі - кардіостимулятор льодовикових періодів, Наука, 194 (4270), 1121-1132, дої:10.1126/science.194.4270.1121.

Резюме МГЕЗК (2007) для політиків. В: Зміна клімату 2007: Основи фізичної науки. Внесок Робочої групи I до четвертого звіту про оцінку Міжурядової групи з питань зміни клімату [С.Соломон, Д. Цинь, М. Маннінг, З. Чен, М. Маркіз, К.Б. Аверит, М.Тіньор, Х.Л. Міллер, (ред.)]. Cambridge University Press, Кембридж, Великобританія, Нью-Йорк, Нью-Йорк, США.

Імбріє, Дж., і К.П. Імбріє (1979) Льодовикові періоди: розгадка таємниці, Гарвардський університет Преса, Кембридж, Массачусетс та Лондон, Англія, 224 стор., ISBN 9780674440753.

Jouzel, J., et al. (2007) Орбітальна та тисячолітня мінливість клімату Антарктики за останні 800 000 років, Наука, 317 (5839), 793-796, дої:10.1126/science.1141038.

Khatiwala, S., A. Schmittner and J. Muglia (2019) Розрівновага повітря-море посилює зберігання вуглецю в океані під час льодовикових періодів Наукові досягнення, 5 (6), doi: 10.1126/sciadv.aaw4981.

Лісієцький, Л.Е., і М.Е. Раймо (2005), Пліоцен-плейстоцен стек 57 глобально розподілених бентичних δ ¹⁸ O записів, Палеокеанографія, 20 (1), PA1003, дої:10.1029/2004pa001071.

Люті, Д., та ін. (2008), рекорд концентрації вуглекислого газу з високою роздільною здатністю 650 000-800000 років до теперішнього часу, Природа, 453 (7193), 379-382, дої:10.1038/nature06949.

Маркотт, С.А., Дж. Шакун, П.У. Кларк, і А.С. мікс (2013), Реконструкція регіональної та глобальної температури за останні 11 300 років, Наука, 339 (6124), 1198-1201, дої:10.1126/science.1228026.

MARGO та ін. (2009), Обмеження величини та закономірностей охолодження океану на останньому льодовиковому максимумі, Nat Geosci, 2 (2), 127-132, дої:DOI: 10.1038/nGeo411.

СТОРІНКИ 2k консорціуму, М.Ахмед, К.Дж. Анчукайтіс, А. Асрат, Н. П. Боргаонкар, М. Брайда, Б.М. Баклі, У. Бюнтген, Б.М. Чейз, Д. А. Крісті, Е. Р. Кук, М. Фан, Н. П. Gaire, Q. Ge, J. Gergis, Дж. Гонсалес-Руко, H. Гусс, С.W. Grab, Н. Грем, Р.Грехем, М.Гросьян, С.Т. Ханхіярві, Д. С. Кауфман, Т.Кіфер, К. Кімура, А.А. Лезін, Ф.К. Люнгквіст, Л. М. Лоррей, Дж. Лютербахер, В. Массон-Дельмотт, Д. Маккаролл, Дж. МакКоннелл, М.П. Маккей, М. С. Моралес, А.Д., Малвейні, І. А. Мундо, Т. Накацука, Д. Палмер, С.Дж. Фіппс, М.Р. Пріето, А. Рівера, М. Сано, М.Севері, Т. Шанахан, Х. Шао, Ф. Ши, М. Сігл, Ю.Е. Смердон, О.Н. Соломіна, Е.Дж. Штайг, Б. Стенні, М. Тамбан, В. Трует, К. С. М. Турні, М. Умер, Т. ван Оммен, Д. Вершурен, А.Е. Віау, Р.Віау, Р.Віау, Б.М. Вінтер, Л.фон Гунтен, С. Вагнер, Е. Г.Ваннер, Дж. П. Вернер, Дж. Уайт, Ясуе К., Зоріта Е. 2013) Мінливість температури континентальної шкали протягом останніх двох тисячоліть, Nat Geosci. 6, 339-346, doi: 10.1038/ngeo1797.

Прентіс, І.К., Гаррісон, і П.Дж. Бартлейн (2011), Глобальна рослинність і земний вуглецевий цикл зміни після останнього льодовикового періоду, Новий Фітол, 189 (4), 988-998, дої:10.1111/j.1469-8137.2010.03620.x.

Shakun, JD, P U. Кларк, F. he, S. A. Marcott, A.C. Mix, Z Y. Liu, B Otto-Bliesner, A. Schmittner, і Е. Бард (2012), Глобальне потепління передувало збільшення концентрації вуглекислого газу під час останнього дезледеніння, Природа, 484 (7392), 49-54, DOI:10.1038/Nature10915.