Paleoklimatologie - Paleoclimatology
Paleoklimatologie (v Britský pravopis, paleoklimatologie) je studie o podnebí pro která nebyla provedena přímá měření.[1] Protože instrumentální záznamy pokrývají jen malou část Historie Země, rekonstrukce starověkého podnebí je důležitá pro pochopení přirozených variací a vývoje současného podnebí. Paleoklimatologie používá řadu proxy metody z Země a humanitní vědy získat data dříve uchovaná uvnitř skály, sedimenty, vrty, ledové příkrovy, letokruhy, korály, mušle, a mikrofosílie. V kombinaci s technikami k dnešnímu dni proxy se tyto paleoklimatické záznamy používají k určení minulých stavů Atmosféra Země.
Vědecký obor paleoklimatologie dospěl ve 20. století k dospělosti. Pozoruhodná období studovaná paleoklimatology jsou častá zalednění Země prošla událostmi rychlého ochlazení, jako například Mladší Dryas a rychlá rychlost oteplování během Paleocen – Eocene Tepelné maximum. Studie minulých změn v životním prostředí a biologické rozmanitosti často odrážejí současnou situaci, konkrétně dopad klimatu na hromadné vymírání a biotické využití a proud globální oteplování.[2][3]
Dějiny
V roce se pravděpodobně vyvinula představa o měnícím se klimatu starověký Egypt, Mezopotámie, Údolí Indu a Čína, kde došlo k dlouhodobému období sucha a povodní.[4] V sedmnáctém století Robert Hooke předpokládal, že fosilie obřích želv nalezených v Dorsetu lze vysvětlit pouze kdysi teplejším podnebím, které podle něj lze vysvětlit posunem zemské osy.[4] Fosílie byly v té době často vysvětlovány jako důsledek biblické potopy.[5] Systematická pozorování slunečních skvrn zahájená amatérským astronomem Heinrich Schwabe počátkem 19. století se začalo diskutovat o vlivu Slunce na klima Země.[4]
Vědecký studijní obor paleoklimatologie se začal dále formovat na počátku 19. století, kdy objevy o zalednění a přirozených změnách minulého klimatu Země pomohly pochopit skleníkový efekt. Teprve ve 20. století se paleoklimatologie stala jednotným vědeckým oborem. Dříve byly různé aspekty historie klimatu Země studovány různými disciplínami.[5] Na konci 20. století se empirický výzkum starověkého podnebí Země začal kombinovat s počítačovými modely s rostoucí složitostí. V tomto období se také vyvinul nový cíl: najít starodávná analogická klima, která by mohla poskytnout informace o proudu klimatická změna.[5]
Rekonstrukce starověkého podnebí


Paleoklimatologové používají k odvození starověkého podnebí širokou škálu technik. Použité techniky závisí na tom, která proměnná musí být rekonstruována (teplota, srážky nebo něco jiného) a na tom, jak dávno se vyskytlo zájmové klima. Například hlubinný záznam, zdroj většiny izotopových dat, existuje pouze na oceánských deskách, které nakonec existují tlumený: nejstarší zbývající materiál je 200 miliony let starý. Starší sedimenty jsou také náchylnější ke korupci diageneze. Rozlišení a důvěra v data se časem snižují.
Zástupci pro klima
Led
Hora ledovce a polární ledové čepičky /ledové příkrovy poskytnout mnoho dat v paleoklimatologii. Ice-coring projekty v ledových čepicích Grónsko a Antarktida přinesly data zpět několik stovek tisíc let, v případě EU více než 800 000 let EPICA projekt.
- Vzduch zachycený uvnitř spadl sníh Když se sníh stlačí na led v ledovci pod tíhou sněhu pozdějších let, obalí se v drobných bublinách. Zachycený vzduch se ukázal jako nesmírně cenný zdroj pro přímé měření složení vzduchu od doby, kdy byl led vytvořen.
- Vrstvy lze pozorovat kvůli sezónním přestávkám v akumulaci ledu a lze je použít ke stanovení chronologie, která spojuje konkrétní hloubky jádra s časovými intervaly.
- Změny tloušťky vrstvy lze použít ke stanovení změn srážek nebo teploty.
- Kyslík-18 změny množství (δ18Ó ) v ledových vrstvách představují změny průměrné teploty povrchu oceánu. Molekuly vody obsahující těžší O-18 se odpařují při vyšší teplotě než molekuly vody obsahující normál Kyslík-16 izotop. Poměr O-18 k O-16 bude vyšší při zvyšování teploty. Závisí to také na dalších faktorech, jako je slanost vody a objem vody uzavřené v ledových příkrovech. Byly zjištěny různé cykly v těchto poměrech izotopů.
- Pyl byl pozorován v ledových jádrech a lze jej použít k pochopení, které rostliny byly přítomny, když se vrstva vytvořila. Pyl se vyrábí v hojném množství a jeho distribuce je obvykle dobře pochopena. Počet pylů pro konkrétní vrstvu lze vyrobit sledováním celkového množství pylu kategorizovaného podle typu (tvaru) v kontrolovaném vzorku dané vrstvy. Změny frekvence rostlin v průběhu času lze vynést pomocí statistické analýzy počtů pylu v jádře. Vědět, které rostliny byly přítomny, vede k pochopení srážek a teploty a přítomných druhů fauny. Palynologie zahrnuje studium pylu pro tyto účely.
- Sopečný popel je obsažen v některých vrstvách a lze jej použít ke stanovení času vzniku vrstvy. Každá sopečná událost distribuovala popel s jedinečnou sadou vlastností (tvar a barva částic, chemický podpis). Stanovení zdroje popela vytvoří určitý čas pro spojení s vrstvou ledu.
Nadnárodní konsorcium, Evropský projekt pro Ice Coring v Antarktidě (EPICA) vyvrtal ledové jádro v Dome C na východoantarktickém ledovém štítu a získal led zhruba před 800 000 lety.[6] Komunita mezinárodního jádra ledu definovala pod záštitou International Partnerships in Ice Core Sciences (IPICS) prioritní projekt pro získání nejstaršího možného rekordu ledového jádra z Antarktidy, což je rekord ledového jádra sahající až k 1,5 milionu let.[7]
Dendroklimatologie
Klimatické informace lze získat pochopením změn v růstu stromů. Obecně platí, že stromy reagují na změny klimatických proměnných zrychlením nebo zpomalením růstu, což se zase obecně projevuje větší nebo menší tloušťkou v růstových prstencích. Různé druhy však reagují na změny klimatických proměnných různými způsoby. Záznam kruhového stromu je založen na kompilaci informací z mnoha živých stromů v konkrétní oblasti.
Starší neporušené dřevo, které uniklo rozpadu, může prodloužit čas pokrytý záznamem přizpůsobením změn hloubky prstence současným vzorkům. Použitím této metody mají některé oblasti záznamy o letokruzích z doby před několika tisíci lety. Starší dřevo, které není spojeno se současným záznamem, lze datovat obecně radiokarbonovými technikami. Záznam stromového kruhu lze použít k získání informací o srážkách, teplotě, hydrologii a ohni odpovídajících konkrétní oblasti.
Sedimentární obsah
V delším časovém měřítku musí geologové odkazovat na sedimentární záznam dat.
- Usazeniny, někdy litifikované za vzniku horniny, mohou obsahovat zbytky zachované vegetace, zvířat, planktonu nebo pyl, což může být charakteristické pro určitá klimatická pásma.
- Molekuly biomarkerů, jako je alkenony může poskytnout informace o jejich teplotě tvorby.
- Zejména chemické podpisy Mg / Ca poměr kalcit v Foraminifera testy lze použít k rekonstrukci minulé teploty.
- Další informace mohou poskytnout izotopové poměry. Konkrétně δ18Ó záznam reaguje na změny teploty a objemu ledu a δ13C Záznam odráží řadu faktorů, které je často obtížné oddělit.

V delším časovém měřítku mohou skalní rekordy vykazovat známky hladina moře vzestup a pád a funkce jako „zkamenělé“ písečné duny lze identifikovat. Vědci mohou studiem pochopit dlouhodobé klima sedimentární hornina zpět miliardy let. Rozdělení historie Země do samostatných období je do značné míry založeno na viditelných změnách vrstev sedimentárních hornin, které vymezují hlavní změny podmínek. Často zahrnují zásadní změny klimatu.
Sklerochronologie
- Korály (viz také sklerochronologie )
Korálové „prsteny“ jsou podobné prstencům kromě toho, že reagují na různé věci, jako je teplota vody, příliv sladké vody, změny pH a působení vln. Odtamtud lze určitým zařízením odvodit teplotu povrchu moře a slanost vody z posledních několika století. The δ18Ó z korálový červené řasy poskytují užitečný ukazatel kombinované teploty povrchu moře a slanosti povrchu moře ve vysokých zeměpisných šířkách a v tropech, kde je omezeno mnoho tradičních technik.[8][9]
Krajiny a reliéfy
V rámci klimatická geomorfologie jedním z přístupů je studium reliktní reliéf odvodit starodávné podnebí.[10] Klimatické geomorfologie se často zajímají o minulé podnebí, což je někdy považováno za téma historická geologie.[11] Klimatická geomorfologie má omezené použití ke studiu nedávných (Kvartérní, Holocén ) velké změny podnebí, protože v geomorfologickém záznamu jsou zřídka patrné.[12]
Načasování proxy
Pole geochronologie má vědce, kteří pracují na určení, jak staré jsou určité proxy. U nedávných proxy archivů letokruhů a korálů lze spočítat jednotlivé letokruhy a lze určit přesný rok. Radiometrické datování využívá vlastnosti radioaktivních prvků v proxy. Ve starším materiálu se více radioaktivního materiálu rozpadne a podíl různých prvků bude jiný než u novějších zástupců. Jedním z příkladů radiometrického datování je radiokarbonové seznamky. Ve vzduchu, kosmické paprsky neustále přeměňovat dusík na specifický radioaktivní izotop uhlíku, 14C. Když rostliny pak používají tento uhlík k růstu, tento izotop se již nedoplňuje a začíná se rozpadat. Podíl „normálního“ uhlíku a uhlíku-14 poskytuje informace o tom, jak dlouho nebyl rostlinný materiál v kontaktu s atmosférou.[13]
Pozoruhodné klimatické události v historii Země
Znalosti o přesných klimatických událostech se s postupem času snižují, ale jsou známy některé významné klimatické jevy:
- Slabý mladý paradox Slunce (Start)
- Huronské zalednění (~ 2400 Země Mya zcela pokryto ledem pravděpodobně kvůli Skvělá událost okysličování )
- Později neoproterozoikum Země sněhové koule (~ 600 Mya, předchůdce Kambrijská exploze )
- Andsko-saharské zalednění (~ 450 Mya)
- Uhlíkatý deštný prales se zhroutil (~ 300 Mya)
- Událost vyhynutí perm-trias (251,4 Mya)
- Oceánské anoxické události (~ 120 Mya, 93 Mya a další)
- Událost vyhynutí křída – paleogen (66 Mya)
- Paleocen – Eocene Tepelné maximum (Paleocen –Eocen, 55Mya)
- Mladší Dryas / Velké zmrazení (~ 11 000 př. N.l.)
- Holocenní klimatické optimum (~ 7 000–3 000 př. N. L.)
- Extrémní povětrnostní události 535–536 (535–536 nl)
- Středověké teplé období (900–1300)
- Malá doba ledová (1300–1800)
- Rok bez léta (1816)
Historie atmosféry
Nejranější atmosféra
The první atmosféra by se skládala z plynů v sluneční mlhovina, především vodík. Navíc by to pravděpodobně bylo jednoduché hydridy jako jsou ty, které se nyní nacházejí v plynových gigantech jako Jupiter a Saturn, zejména voda pára, metan, a amoniak. Když by se sluneční mlhovina rozptýlila, plyny by unikly, částečně by byly odváděny solární bouře.[14]
Druhá atmosféra
Další atmosféra, skládající se převážně z dusík, oxid uhličitý a inertní plyny byly vyrobeny odplyněním z vulkanismus, doplněné plyny produkovanými během pozdní těžké bombardování Země obrovským asteroidy.[14] Hlavní část emisí oxidu uhličitého byla brzy rozpuštěna ve vodě a vytvářela karbonátové sedimenty.
S vodou související sedimenty byly nalezeny již před 3,8 miliardami let.[15] Asi před 3,4 miliardami let byl dusík hlavní částí tehdy stabilní „druhé atmosféry“. Vliv atmosféry musí být v historii atmosféry zohledněn poměrně brzy, protože náznaky raných forem života byly datovány již před 3,5 miliardami let.[16] Skutečnost, že to není zcela v souladu s 30% nižším slunečním zářením (ve srovnání s dneškem) raného Slunce, byla popsána jako „slabý mladý paradox Slunce ".
Geologický záznam však ukazuje nepřetržitě relativně teplý povrch během úplného raného období záznam teploty Země s výjimkou jedné studené ledové fáze asi před 2,4 miliardami let. Pozdě Archaejský eon, atmosféra obsahující kyslík se začala vyvíjet, očividně z fotosyntézy sinice (vidět Skvělá událost okysličování ), které byly nalezeny jako stromatolit fosilie z doby před 2,7 miliardami let. Raná základní izotopie uhlíku (poměr izotopů proporce) velmi odpovídalo tomu, co se dnes nachází, což naznačuje, že základní rysy EU uhlíkový cyklus byly založeny již před 4 miliardami let.
Třetí atmosféra
Neustálé přeskupování kontinentů o tektonika desek ovlivňuje dlouhodobý vývoj atmosféry přenosem oxidu uhličitého do az velkých kontinentálních zásob uhličitanu. Volný kyslík neexistoval v atmosféře až před asi 2,4 miliardami let, během Skvělá událost okysličování a jeho vzhled je označen koncem pásové železné formace. Do té doby byl veškerý kyslík produkovaný fotosyntézou spotřebován oxidací redukovaných materiálů, zejména železa. Molekuly volného kyslíku se nezačaly hromadit v atmosféře, dokud rychlost produkce kyslíku nezačala převyšovat dostupnost redukčních materiálů. Tím bodem byl posun od a snižování atmosféra na oxidující atmosféra. Ó2 vykazovaly hlavní variace, dokud nedosáhly ustáleného stavu více než 15% na konci Precambria.[17] Následující časové rozpětí bylo Phanerozoic věk, během kterého dýchá kyslík metazoan životní formy se začaly objevovat.
Množství kyslíku v atmosféře kolísalo za posledních 600 milionů let a dosáhlo vrcholu 35%[18] Během Karbon období, výrazně vyšší než dnešních 21%. Změny v atmosféře se řídí dvěma hlavními procesy: rostlinami používat oxid uhličitý z atmosféry, uvolňování kyslíku a rozpad pyrit a sopečné erupce uvolnění síra do atmosféry, která oxiduje a tím snižuje množství kyslíku v atmosféře. Sopečné erupce však také uvolňují oxid uhličitý, který rostliny mohou přeměnit na kyslík. Přesná příčina změny množství kyslíku v atmosféře není známa. Období s velkým množstvím kyslíku v atmosféře jsou spojena s rychlým vývojem zvířat. Dnešní atmosféra obsahuje 21% kyslíku, což je dostatečně vysoké množství pro rychlý vývoj zvířat.[19]
Podnebí během geologických dob

- The Huronské zalednění, je první známé zalednění v historii Země a trvalo před 2400 až 2100 miliony let.
- The Kryogenické zalednění trvalo před 720 až 635 miliony let.
- The Andsko-saharské zalednění trvalo před 450 až 420 miliony let.
- The Zalednění karoo trvalo před 360 až 260 miliony let.
- The Kvartérní zalednění je současné období zalednění a začalo před 2,58 miliony let.
V roce 2020 vědci zveřejnili nepřetržitou a věrnou informaci záznam o změnách klimatu Země za posledních 66 milionů let a identifikoval čtyři klimatické státy oddělené přechody, které zahrnují měnící se hladiny skleníkových plynů a objemy polárních ledových štítů. Integrovali data různých zdrojů. Nejteplejší klimatický stav od doby vyhynutí dinosaurů, "skleník", vydržel od 56 Mya do 47 Mya a byl ~ 14 ° C teplejší než průměrné moderní teploty.[20][21]
Prekambrické klima
Klima pozdního Precambria vykazovalo určité veličiny zalednění události šířící se po velké části Země. V této době byly kontinenty seskupeny v Rodinie superkontinent. Masivní ložiska doites a anomální izotopové podpisy jsou nalezeny, které vedly k Země sněhové koule hypotéza. Jako Proterozoický éon chýli ke konci, Země se začala zahřívat. Na úsvitu kambriu a fanerozoika byly formy života v Kambrijská exploze s průměrnými globálními teplotami kolem 22 °C.
Phanerozoic klima

Hlavními hnacími silami preindustriálních věků byly variace slunce, sopečný popel a výdechy, relativní pohyby Země směrem ke slunci a tektonicky indukované účinky, jako u hlavních mořských proudů, povodí a oscilací oceánů. Na počátku Phanerozoic, zvýšené atmosférické koncentrace oxidu uhličitého byly spojeny s řízením nebo zesilováním zvýšených globálních teplot.[22] Royer a kol. 2004[23] našel klimatickou citlivost pro zbytek Phanerozoic, která byla vypočtena jako podobná dnešní moderní škále hodnot.
Rozdíl v globálních průměrných teplotách mezi plně ledovcovou Zemí a bezledovou Zemí se odhaduje na přibližně 10 ° C, i když mnohem větší změny by byly pozorovány ve vysokých zeměpisných šířkách a menší v nízkých zeměpisných šířkách.[Citace je zapotřebí ] Jedním z požadavků na vývoj velkých ledových příkrovů se zdá být uspořádání kontinentálních pevnin na pólech nebo v jejich blízkosti. Neustálé přeskupování kontinentů o tektonika desek může také ovlivnit dlouhodobý vývoj podnebí. Přítomnost nebo absence pevnin na pólech však není dostatečná k zajištění zalednění nebo k vyloučení polárních ledových čepiček. Existují důkazy o minulých teplých obdobích v zemském podnebí, kdy polární masy byly podobné Antarktida byli doma opadavý spíše než lesy než ledové příkrovy.
Relativně teplé místní minimum mezi jurský a Křídový jde spolu s nárůstem subdukce a vulkanismu na hřebenech středního oceánu[24] v důsledku rozpadu Pangea superkontinent.
Na dlouhodobý vývoj mezi horkým a chladným podnebím se promítlo mnoho krátkodobých výkyvů klimatu podobných a někdy i závažnějších než měnící se glaciální a interglaciální stavy současnosti doba ledová. Některé z nejzávažnějších výkyvů, například Paleocen-Eocene Thermal Maximum, může souviset s rychlými změnami klimatu v důsledku náhlých zhroucení přírodních zdrojů metanový klatrát nádrže v oceánech.[25]
Podobná jediná událost vyvolaná závažnými změnami klimatu po a dopad meteoritu byl navržen jako důvod pro Událost vyhynutí křída – paleogen. Dalšími významnými prahovými hodnotami jsou Permian-trias, a Události vyhynutí ordovik-siluru z různých důvodů.
Kvartérní klima


The Kvartérní geologické období zahrnuje současné klima. Proběhl cyklus doby ledové za posledních 2,2–2,1 milionu let (počínaje koncem čtvrtletí před kvartérem) Neogen Doba).
Na obrázku vpravo si všimněte silné 120 000 leté periodicity cyklů a nápadné asymetrie křivek. Předpokládá se, že tato asymetrie je výsledkem složitých interakcí mechanismů zpětné vazby. Bylo pozorováno, že doby ledové se prohlubují postupnými kroky, ale zotavení do interglaciálních podmínek nastává v jednom velkém kroku.
Graf vlevo ukazuje změnu teploty za posledních 12 000 let z různých zdrojů. Silná černá křivka je průměr.
Klimatické tlaky
Vynucování klimatu je rozdíl mezi sálavou energií (sluneční světlo ) přijatý Zemí a odcházející dlouhovlnné záření zpět do vesmíru. Radiační působení je kvantifikováno na základě CO2 částka v tropopauza, v jednotkách wattů na metr čtvereční k povrchu Země.[30] Závisí na radiační rovnováha příchozí a odchozí energie se Země buď zahřeje, nebo ochladí. Radiační rovnováha Země pochází ze změn sluneční energie sluneční záření a koncentrace skleníkové plyny a aerosoly. Změna podnebí může být způsobena vnitřními procesy v sféře Země a / nebo následujícími vnějšími silami.[31]
Interní procesy a síly
Země klimatický systém zahrnuje atmosféra, biosféra, kryosféra, hydrosféra, a litosféra,[32] a součet těchto procesů ze zemských sfér ovlivňuje klima. Skleníkové plyny fungují jako vnitřní síla klimatického systému. Zvláštní zájem o klimatickou vědu a paleoklimatologii se zaměřuje na studium Země citlivost na klima, v reakci na součet sil.
Příklady:
- Termohalinní cirkulace (Hydrosféra)
- Život (Biosféra)
Vnější síly
- The Milankovitchovy cykly určit vzdálenost a polohu Země ke Slunci. Sluneční sluneční záření je celkové množství slunečního záření přijímaného Zemí.
- Sopečné erupce jsou považovány za vnější sílu.[33]
- Lidské změny ve složení atmosféry nebo využívání půdy.[33]
Mechanismy
V časových rozmezích milionů let, pozvednutí pohoří a následné zvětrávání procesy hornin a půd a subdukce z tektonické desky, jsou důležitou součástí uhlíkový cyklus.[34][35][36] Zvětrávání maskovací stroje CO2, reakcí minerálů s chemikáliemi (zejména křemičitan zvětrávání s CO2) a tím odstranění CO2 z atmosféry a snižování radiačního působení. Opačný efekt je vulkanismus, zodpovědný za přírodní skleníkový efekt emitováním CO2 do atmosféry, což ovlivňuje zalednění (Doba ledová) cykly. James Hansen navrhl, aby lidé emitovali CO2 10 000krát rychlejší než v minulosti přirozené procesy.[37]
Ledový příkrov dynamika a kontinentální polohy (a související vegetační změny) byly důležitými faktory v dlouhodobém vývoji zemského podnebí.[38] Existuje také úzká korelace mezi CO2 a teplota, kde CO2 má silnou kontrolu nad globálními teplotami v historii Země.[39]
Viz také
- Paleoceanography
- Paleotermometrie, studium starověkých teplot
- Paleohydrologie, studium změn v hydrologii v geologických časových měřítcích
- Paleotempestologie, studium minulé aktivity tropického cyklónu
- Paleomapa Mapa různých věkových skupin a podnebí na Zemi
- Tabulka historických a prehistorických indikátorů podnebí
Reference
Poznámky
- ^ Bradley, Raymond (2015). Paleoklimatologie: Rekonstrukce podnebí kvartéru. Oxford: Elsevier. p. 1. ISBN 978-0-12-386913-5.
- ^ Sahney, S. & Benton, M.J. (2008). „Zotavení z nejhlubšího masového vyhynutí všech dob“ (PDF). Sborník Královské společnosti B: Biologické vědy. 275 (1636): 759–65. doi:10.1098 / rspb.2007.1370. PMC 2596898. PMID 18198148.
- ^ Cronin 2010, str. 1
- ^ A b C Fairbridge, Rhodes (31. října 2008). „historie paleoklimatologie“. V Gornitz, Vivien (ed.). Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. Springer Nature. 414–426. ISBN 978-1-4020-4551-6.
- ^ A b C Cronin, Thomas M. (1999). Principy paleoklimatologie. Columbia University Press. s. 8–10. ISBN 9780231503044.
- ^ Jouzel, Jean; Masson-Delmotte, V .; Cattani, O .; Dreyfus, G .; Falourd, S .; Hoffmann, G .; Minster, B .; Nouet, J .; et al. (10. srpna 2007). „Proměnlivost orbitálního a tisíciletého antarktického podnebí za posledních 800 000 let“ (PDF). Věda. 317 (5839): 793–796. Bibcode:2007Sci ... 317..793J. doi:10.1126 / science.1141038. PMID 17615306. S2CID 30125808.
- ^ „Page 1 1 Mezinárodní partnerství ve vědách o ledovém jádru (IPICS) Nejstarší ledové jádro: rekord klimatu a skleníkových plynů z Antarktidy za 1,5 milionu let“. Citováno 22. září 2011.
- ^ Halfar, J .; Steneck, R. S.; Joachimski, M .; Kronz, A .; Wanamaker, A.D. (2008). "Coralline červené řasy jako záznamníky klimatu s vysokým rozlišením". Geologie. 36 (6): 463. Bibcode:2008Geo .... 36..463H. doi:10.1130 / G24635A.1.
- ^ Cobb, K .; Charles, C. D .; Cheng, H; Edwards, R. L. (2003). „El Nino / Jižní oscilace a tropické klima Tichého oceánu během minulého tisíciletí“. Příroda. 424 (6946): 271–6. Bibcode:2003 Natur.424..271C. doi:10.1038 / nature01779. PMID 12867972. S2CID 6088699.
- ^ Gutiérrez, Mateo; Gutiérrez, Francisco (2013). „Klimatická geomorfologie“. Pojednání o geomorfologii. 13. str. 115–131.
- ^ Gutiérrez, Mateo, ed. (2005). „Kapitola 1 Klimatická geomorfologie“. Vývoj procesů na povrchu Země. 8. s. 3–32. doi:10.1016 / S0928-2025 (05) 80051-3. ISBN 978-0-444-51794-4.
- ^ Goudie, A.S. (2004). „Klimatická geomorfologie“. V Goudie, A.S. (vyd.). Encyklopedie geomorfologie. 162–164.
- ^ Cronin 2010, s. 32–34.
- ^ A b Zahnle, K .; Schaefer, L .; Fegley, B. (2010). „Nejstarší atmosféry Země“. Perspektivy Cold Spring Harbor v biologii. 2 (10): a004895. doi:10.1101 / cshperspect.a004895. PMC 2944365. PMID 20573713.
- ^ B. Windley: Vyvíjející se kontinenty. Wiley Press, New York 1984
- ^ J. Schopf: Nejstarší biosféra Země: její původ a vývoj. Princeton University Press, Princeton, NJ, 1983
- ^ Christopher R. Scotese, Zpět na historii Země: Souhrnný graf pro prekambrian Projekt Paleomar
- ^ Beerling, Davide (2007). Smaragdová planeta: jak rostliny změnily historii Země. Oxford University Press. p.47. ISBN 9780192806024.
- ^ Peter Ward:[1] Out of Thin Air: Dinosaurs, Birds, and Earth's Ancient Atmosphere
- ^ „Vysoce věrný záznam historie klimatu Země staví současné změny do kontextu“. phys.org. Citováno 8. října 2020.
- ^ Westerhold, Thomas; Marwan, Norbert; Drury, Anna Joy; Liebrand, Diederik; Agnini, Claudia; Anagnostou, Eleni; Barnet, James S. K .; Bohaty, Steven M .; Vleeschouwer, David De; Florindo, Fabio; Frederichs, Thomas; Hodell, David A .; Holbourn, Ann E .; Kroon, Dick; Lauretano, Vittoria; Littler, Kate; Lourens, Lucas J .; Lyle, Mitchell; Pälike, Heiko; Röhl, Ursula; Tian, červen; Wilkens, Roy H .; Wilson, Paul A .; Zachos, James C. (11. září 2020). „Astronomicky datovaný záznam klimatu Země a jeho předvídatelnosti za posledních 66 milionů let“. Věda. 369 (6509): 1383–1387. doi:10.1126 / science.aba6853. ISSN 0036-8075. PMID 32913105. S2CID 221593388. Citováno 8. října 2020.
- ^ Came, Rosemarie E .; Eiler, John M .; Veizer, Jan; Azmy, Karem; Značka, Uwe; Weidman, Christopher R (září 2007). "Vazba povrchových teplot a atmosférických CO
2 koncentrace během paleozoické éry “ (PDF). Příroda. 449 (7159): 198–201. Bibcode:2007 Natur.449..198C. doi:10.1038 / nature06085. PMID 17851520. S2CID 4388925. - ^ Royer, Dana L .; Berner, Robert A .; Montañez, Isabel P .; Tabor, Neil J .; Beerling, David J. (Červenec 2004). „CO2 jako hlavní hnací síla fanerozoického podnebí “. GSA dnes. 14 (3): 4–10. doi:10.1130 / 1052-5173 (2004) 014 <4: CAAPDO> 2.0.CO; 2.
- ^ Douwe G. Van Der Meer; Richard E. Zeebe; Douwe J. J. van Hinsbergen; Appy Sluijs; Wim Spakman; Trond H. Torsvik (únor 2014). „Deskové tektonické kontroly atmosférických hladin CO2 od doby triasu“. PNAS. 111 (12): 4380–4385. Bibcode:2014PNAS..111,4380V. doi:10.1073 / pnas.1315657111. PMC 3970481. PMID 24616495.
- ^ Frieling, Joost; Svensen, Henrik H .; Planke, Sverre; Cramwinckel, Margot J .; Selnes, Haavard; Sluijs, Appy (25. října 2016). „Termogenní uvolňování metanu jako příčina dlouhého trvání PETM“. Sborník Národní akademie věd. 113 (43): 12059–12064. Bibcode:2016PNAS..11312059F. doi:10.1073 / pnas.1603348113. ISSN 0027-8424. PMC 5087067. PMID 27790990.
- ^ Jouzel, J .; Masson-Delmotte, V .; Cattani, O .; Dreyfus, G .; Falourd, S .; Hoffmann, G .; Minster, B .; Nouet, J .; Barnola, J. M. (10. srpna 2007). „Proměnlivost orbitálního a tisíciletého antarktického podnebí za posledních 800 000 let“ (PDF). Věda. 317 (5839): 793–796. Bibcode:2007Sci ... 317..793J. doi:10.1126 / science.1141038. ISSN 0036-8075. PMID 17615306. S2CID 30125808.
- ^ Lüthi, Dieter; Le Floch, Martine; Bereiter, Bernhard; Blunier, Thomas; Barnola, Jean-Marc; Siegenthaler, Urs; Raynaud, Dominique; Jouzel, Jean; Fischer, Hubertus (15. května 2008). „Rekordní koncentrace oxidu uhličitého s vysokým rozlišením 650 000–800 000 let před současností“ (PDF). Příroda. 453 (7193): 379–382. Bibcode:2008 Natur.453..379L. doi:10.1038 / nature06949. ISSN 0028-0836. PMID 18480821. S2CID 1382081.
- ^ Lambert, F .; Delmonte, B .; Petit, J. R .; Bigler, M .; Kaufmann, P. R .; Hutterli, M. A .; Stocker, T. F .; Ruth, U .; Steffensen, J. P. (3. dubna 2008). „Spojení prachu a klimatu za posledních 800 000 let z ledového jádra EPICA Dome C“. Příroda. 452 (7187): 616–619. Bibcode:2008 Natur.452..616L. doi:10.1038 / nature06763. ISSN 0028-0836. PMID 18385736.
- ^ Lambert, F .; Bigler, M .; Steffensen, J. P .; Hutterli, M .; Fischer, H. (2012). „Sté výroční variabilita minerálního prachu v datech ledového jádra s vysokým rozlišením z Dome C v Antarktidě“. Klima minulosti. 8 (2): 609–623. Bibcode:2012CliPa ... 8..609L. doi:10.5194 / cp-8-609-2012.
- ^ IPCC (2007). „Koncept radiační síly“. IPCC.
- ^ IPCC (2007). „Co jsou změna podnebí a variabilita podnebí?“. IPCC.
- ^ "Glosář, klimatický systém". NASA. Březen 2020.
- ^ A b „Příloha III: Glosář“ (PDF). IPCC AR5.
Změna podnebí může být způsobena přirozenými vnitřními procesy nebo vnějšími vlivy, jako jsou modulace slunečních cyklů, sopečné erupce a trvalé antropogenní změny ve složení atmosféry nebo ve využívání půdy.
- ^ Caldeira, Ken (18. června 1992). „Zvýšené cenozoické chemické zvětrávání a subdukce pelagického uhličitanu“. Příroda. 357 (6379): 578–581. Bibcode:1992 Natur.357..578C. doi:10.1038 / 357578a0. S2CID 45143101.
- ^ Cin-Ty Aeolus Lee; Douglas M. Morton; Mark G. Little; Ronald Kistler; Ulyana N. Horodyskyj; William P. Leeman; Arnaud Agranier (28. ledna 2008). „Regulace růstu a složení kontinentu chemickým zvětráváním“. PNAS. 105 (13): 4981–4986. Bibcode:2008PNAS..105,4981L. doi:10.1073 / pnas.0711143105. PMC 2278177. PMID 18362343.
- ^ van der Meer, Douwe (25. března 2014). „Deskové tektonické kontroly na atmosférickém CO2 od triasu“. PNAS. 111 (12): 4380–4385. Bibcode:2014PNAS..111,4380V. doi:10.1073 / pnas.1315657111. PMC 3970481. PMID 24616495.
- ^ James Hansen (2009). „Osmiminutová epocha 65 milionů let s Jamesem Hansenem“. University of Oregon.
- ^ Royer, D.L .; Pagani, M .; Beerling, David J. (1. července 2012). "Geobiologická omezení citlivosti systému Země na CO2 během křídy a kenozoika". Geobiologie. 10 (4): 298–310. doi:10.1111 / j.1472-4669.2012.00320.x. PMID 22353368.
- ^ Royer, Dana L. (1. prosince 2006). „Mezní hodnoty klimatu vynucené CO2 během Phanerozoic“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 70 (23): 5665–5675. Bibcode:2006 GeCoA..70.5665R. doi:10.1016 / j.gca.2005.11.031.
Bibliografie
Prostředky knihovny o Paleoklimatologie |
- Bradley, Raymond S. (1985). Kvartérní paleoklimatologie: metody paleoklimatické rekonstrukce. Boston: Allen & Unwin. ISBN 978-0-04-551067-2.
- Cronin, Thomas N. (2010). Paleoklimaty: porozumění minulosti a současnosti v oblasti změny klimatu. New York: Columbia University Press. ISBN 978-0-231-14494-0.CS1 maint: ref = harv (odkaz)
- Imbrie, John (1979). Doby ledové: řešení záhady. Cambridge MA: Harvard University Press. ISBN 978-0-674-44075-3.
- Margulis, Lynn; Sagan, Dorion (1986). Počátky sexu: tři miliardy let genetické rekombinace. Série Bio-původy. New Haven: Yale University Press. ISBN 978-0-300-03340-3.
- Gould, Stephen Jay (1989). Úžasný život, příběh měšťanů Burgess. New York: W.W. Norton. ISBN 978-0-393-02705-1.
- Crowley, Thomas J .; North, Gerald R. (1996). Paleoklimatologie. Oxfordské monografie o geologii a geofyzice. 18. Oxford: Clarendon Press. ISBN 978-0-19-510533-9.
- Podnebí geologické minulosti. (Die Klimate der geologischen Vorzeit). 1924, Wladimir Köppen, Alfred Wegener
- Fax německého originálu a anglického překladu: Podnebí geologické minulosti - Klimate der geologischen Vorzeit. Borntraeger, Berlín / Stuttgart 2015, ISBN 978-3-443-01088-1.
- Karl-Heinz Ludwig (2006). Eine kurze Geschichte des Klimas. Von der Entstehung der Erde bis heute, (Krátká historie podnebí, Od vývoje Země až do současnosti) Herbst, ISBN 3-406-54746-X
- William F. Ruddimann (2001). Podnebí Země - minulost a budoucnost. Palgrave Macmillan. ISBN 978-0-7167-3741-4.
- B. Windley (1984). Vyvíjející se kontinenty. New York: Wiley Press.
- Drummond, Carl N. a Wilkinson, Bruce H. (2006). "Meziroční proměnlivost údajů o klimatu". Geologický časopis. 114 (3): 325–339. Bibcode:2006JG .... 114..325D. doi:10.1086/500992. S2CID 128885809.