Proxy (Klima) – Wikipedia

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Dieser Artikel handelt von Klimamustern. Weitere Verwendungszwecke finden Sie unter Proxy.
Rekonstruktionen der globalen Temperatur der letzten 2000 Jahre unter Verwendung verschiedener Proxy-Methoden

Erhaltene physikalische Eigenschaften, die die Rekonstruktion vergangener klimatischer Bedingungen ermöglichen

In der Untersuchung vergangener Klimazonen (“Paläoklimatologie”), Klima-Proxies sind physikalische Eigenschaften der Vergangenheit erhalten, die für direkte meteorologische Messungen stehen[1] und ermöglichen es Wissenschaftlern, die klimatischen Bedingungen über einen längeren Teil der Erdgeschichte zu rekonstruieren. Zuverlässige globale Aufzeichnungen über das Klima begannen erst in den 1880er Jahren, und Proxies bieten Wissenschaftlern die einzige Möglichkeit, Klimamuster zu bestimmen, bevor mit der Aufzeichnung begonnen wurde.

Eine große Anzahl von Klima-Proxys wurde aus verschiedenen geologischen Kontexten untersucht. Beispiele für Proxys sind stabile Isotopenmessungen an Eisbohrkernen, Wachstumsraten in Baumringen, Artenzusammensetzung von subfossilem Pollen in Seesedimenten oder Foraminiferen in Ozeansedimenten, Temperaturprofile von Bohrlöchern sowie stabile Isotope und Mineralogie von Korallen und Carbonat-Speläothemen. In jedem Fall wurde der Proxy-Indikator durch einen bestimmten saisonalen Klimaparameter (z. B. Sommertemperatur oder Monsunintensität) zum Zeitpunkt der Festlegung oder des Wachstums beeinflusst. Die Interpretation von Klima-Proxys erfordert eine Reihe von Zusatzstudien, einschließlich der Kalibrierung der Empfindlichkeit des Proxys gegenüber dem Klima und der gegenseitigen Überprüfung zwischen Proxy-Indikatoren.[2]

Proxies können kombiniert werden, um Temperaturrekonstruktionen zu erstellen, die länger als die instrumentelle Temperaturaufzeichnung sind, und können Diskussionen über die globale Erwärmung und die Klimageschichte ermöglichen. Die geografische Verteilung der Proxy-Aufzeichnungen ist ebenso wie die der Instrumentenaufzeichnungen überhaupt nicht einheitlich, mit mehr Aufzeichnungen auf der Nordhalbkugel.[3]

Proxies[edit]

In der Wissenschaft ist es manchmal notwendig, eine Variable zu untersuchen, die nicht direkt gemessen werden kann. Dies kann durch “Proxy-Methoden” erfolgen, bei denen eine Variable, die mit der interessierenden Variablen korreliert, gemessen und dann verwendet wird, um den Wert der interessierenden Variablen abzuleiten. Proxy-Methoden sind besonders nützlich bei der Untersuchung des vergangenen Klimas, über Zeiten hinaus, in denen direkte Temperaturmessungen verfügbar sind.

Die meisten Proxy-Datensätze müssen während ihrer Überlappungszeit gegen unabhängige Temperaturmessungen oder gegen einen direkter kalibrierten Proxy kalibriert werden, um die Beziehung zwischen Temperatur und Proxy abzuschätzen. Die längere Historie des Proxys wird dann verwendet, um die Temperatur aus früheren Perioden zu rekonstruieren.

Eisbohrkerne[edit]

Bohren[edit]

Eisbohrkerne sind zylindrische Proben aus Eisplatten in den Regionen Grönland, Antarktis und Nordamerika.[4][5] Erste Extraktionsversuche fanden 1956 im Rahmen des Internationalen Geophysikalischen Jahres statt. Als ursprüngliches Extraktionsmittel verwendete das Forschungs- und Techniklabor der US-Armee für kalte Regionen 1968 in Camp Century, Grönland, und Byrd Station, Antarktis, einen 24 m langen modifizierten Elektrobohrer. Ihre Maschinen konnten in 40 bis 50 Minuten 15 bis 20 Fuß Eis durchbohren. Von 1300 bis 3.000 Fuß (910 m) Tiefe hatten Kernproben einen Durchmesser von 4 ¼ Zoll und eine Länge von 10 bis 20 Fuß (6,1 m). Tiefere Proben mit einer Länge von 15,1 bis 20 Fuß (6,1 m) waren keine Seltenheit. Jedes nachfolgende Bohrteam verbessert seine Methode mit jeder neuen Anstrengung.[6]

Proxy[edit]

δ18OLuft und δDEis für Wostok, Eisbohrkern der Antarktis.

Das Verhältnis zwischen dem 16O und 18O-Wassermolekül-Isotopologe in einem Eiskern helfen bei der Bestimmung vergangener Temperaturen und Schneeansammlungen.[4] Das schwerere Isotop (18O) kondensiert leichter, wenn die Temperaturen sinken, und fällt leichter als Niederschlag, während das leichtere Isotop (16O) braucht kältere Bedingungen, um auszufallen. Je weiter man nach Norden muss, um erhöhte Ebenen des zu finden 18O Isotopolog, je wärmer die Zeit.[further explanation needed][7]

Wasser enthält neben Sauerstoffisotopen auch Wasserstoffisotope – 1H und 2H, üblicherweise als H und D (für Deuterium) bezeichnet – die auch für Temperatur-Proxys verwendet werden. Normalerweise werden Eisbohrkerne aus Grönland auf δ analysiert18O und solche aus der Antarktis für δ-Deuterium.[why?] Die Kerne, die für beide analysieren, zeigen einen Mangel an Übereinstimmung.[citation needed] (In der Figur ist δ18O ist für die eingeschlossene Luft, nicht für das Eis. δD ist für das Eis.)

Luftblasen im Eis, die eingeschlossene Treibhausgase wie Kohlendioxid und Methan enthalten, sind ebenfalls hilfreich bei der Bestimmung des Klimawandels in der Vergangenheit.[4]

Von 1989 bis 1992 bohrte das europäische Grönland-Eiskernbohrprojekt in Zentralgrönland an den Koordinaten 72 ° 35 ‘N, 37 ° 38’ W. Das Eis in diesem Kern war 3840 Jahre alt in einer Tiefe von 770 m, 40.000 Jahre alt bei 2521 m und 200.000 Jahre alt oder älter auf 3029 m Grundgestein.[8]Eisbohrkerne in der Antarktis können die Klimarekorde der letzten 650.000 Jahre aufzeigen.[4]

Standortkarten und eine vollständige Liste der US-amerikanischen Eiskernbohrstellen finden Sie auf der Website des National Ice Core Laboratory: http://icecores.org/[5]

Baumringe[edit]

Baumringe in einem Querschnitt eines Baumstammes gesehen.

Die Dendroklimatologie ist die Wissenschaft der Bestimmung des vergangenen Klimas anhand von Bäumen, hauptsächlich anhand der Eigenschaften der jährlichen Baumringe. Baumringe sind breiter, wenn die Bedingungen das Wachstum begünstigen, schmaler, wenn die Zeiten schwierig sind. Andere Eigenschaften der Jahresringe, wie die maximale Latewood-Dichte (MXD), haben sich als bessere Stellvertreter erwiesen als die einfache Ringbreite. Mithilfe von Baumringen haben Wissenschaftler viele lokale Klimazonen vor Hunderten bis Tausenden von Jahren geschätzt. Durch die Kombination mehrerer Baumringstudien (manchmal mit anderen Klima-Proxy-Aufzeichnungen) haben Wissenschaftler das regionale und globale Klima der Vergangenheit geschätzt (siehe Temperaturaufzeichnung der letzten 1000 Jahre).

Fossile Blätter[edit]

Paläoklimatologen verwenden häufig Blattzähne, um die mittlere Jahrestemperatur in früheren Klimazonen zu rekonstruieren, und sie verwenden die Blattgröße als Proxy für den mittleren Jahresniederschlag.[9] Bei mittleren jährlichen Niederschlagsrekonstruktionen glauben einige Forscher, dass taphonomische Prozesse dazu führen, dass kleinere Blätter im Fossilienbestand überrepräsentiert sind, was die Rekonstruktionen beeinflussen kann.[10] Jüngste Forschungsergebnisse legen jedoch nahe, dass der Blattfossilienbestand möglicherweise nicht wesentlich auf kleine Blätter ausgerichtet ist.[11] Neue Ansätze rufen Daten ab, wie z CO
2 Gehalt vergangener Atmosphären aus fossilen Blattstomata und Isotopenzusammensetzung zur Messung des zellulären CO2 Konzentrationen. In einer Studie aus dem Jahr 2014 konnten die Kohlenstoff-13-Isotopenverhältnisse zur Abschätzung des CO herangezogen werden2 In den letzten 400 Millionen Jahren deuten die Ergebnisse auf eine höhere Klimasensitivität gegenüber CO hin2 Konzentrationen.[12]

Bohrlöcher[edit]

Bohrlochtemperaturen werden als Temperatur-Proxys verwendet. Da die Wärmeübertragung durch den Boden langsam ist, können Temperaturmessungen in einer Reihe unterschiedlicher Tiefen des Bohrlochs, angepasst an den Effekt der aufsteigenden Wärme aus dem Erdinneren, “invertiert” werden (eine mathematische Formel zur Lösung von Matrixgleichungen), um a zu erzeugen nicht eindeutige Reihe von Oberflächentemperaturwerten. Die Lösung ist “nicht eindeutig”, da es mehrere mögliche Rekonstruktionen der Oberflächentemperatur gibt, die das gleiche Bohrlochtemperaturprofil erzeugen können. Darüber hinaus werden die Rekonstruktionen aufgrund physikalischer Einschränkungen unweigerlich “verschmiert” und in der Zeit weiter verschmiert. Bei der Rekonstruktion von Temperaturen um 1500 n. Chr. Haben Bohrlöcher eine zeitliche Auflösung von einigen Jahrhunderten. Zu Beginn des 20. Jahrhunderts beträgt ihre Auflösung einige Jahrzehnte; Daher bieten sie keine nützliche Überprüfung der Instrumententemperaturaufzeichnung.[13][14] Sie sind jedoch weitgehend vergleichbar.[3] Diese Bestätigungen haben Paläoklimatologen das Vertrauen gegeben, dass sie die Temperatur von vor 500 Jahren messen können. Dies wird durch eine Tiefenskala von etwa 492 Fuß (150 Meter) zur Messung der Temperaturen von vor 100 Jahren und 1.640 Fuß (500 Meter) zur Messung der Temperaturen von vor 1000 Jahren abgeschlossen.[15]

Bohrlöcher haben gegenüber vielen anderen Proxys den großen Vorteil, dass keine Kalibrierung erforderlich ist: Es handelt sich um tatsächliche Temperaturen. Sie zeichnen jedoch die Oberflächentemperatur auf, nicht die oberflächennahe Temperatur (1,5 m), die für die meisten “Oberflächen” -Wetterbeobachtungen verwendet wird. Diese können sich unter extremen Bedingungen oder bei Oberflächenschnee erheblich unterscheiden. In der Praxis wird angenommen, dass der Effekt auf die Bohrlochtemperatur im Allgemeinen gering ist. Eine zweite Fehlerquelle ist die Kontamination des Brunnens durch Grundwasser, die die Temperaturen beeinflussen kann, da das Wasser modernere Temperaturen “trägt”. Es wird angenommen, dass dieser Effekt im Allgemeinen gering ist und an sehr feuchten Standorten besser anwendbar ist.[13] Es gilt nicht für Eisbohrkerne, bei denen der Standort das ganze Jahr über gefroren bleibt.

Mehr als 600 Bohrlöcher auf allen Kontinenten wurden als Stellvertreter für die Rekonstruktion der Oberflächentemperaturen verwendet.[14] Die höchste Konzentration an Bohrlöchern gibt es in Nordamerika und Europa. Ihre Bohrtiefen reichen typischerweise von 200 bis über 1.000 Metern in die Erdkruste oder die Eisdecke.[15]

Eine kleine Anzahl von Bohrlöchern wurde in die Eisdecke gebohrt; Die Reinheit des Eises dort ermöglicht längere Rekonstruktionen. Die Bohrlochtemperaturen in Zentralgrönland zeigen “eine Erwärmung in den letzten 150 Jahren von ungefähr 1 ° C ± 0,2 ° C, der einige Jahrhunderte kühler Bedingungen vorausgingen. Davor war eine Warmperiode um 1000 n. Chr., Die wärmer war als das späte 20. Jahrhundert um ungefähr 1 ° C. ” Ein Bohrloch in der Antarktis-Eiskappe zeigt, dass die “Temperatur bei AD 1 [was] ca. 1 ° C wärmer als Ende des 20. Jahrhunderts “.[16]

Die Bohrlochtemperaturen in Grönland waren für eine wichtige Überarbeitung der Isotopentemperaturrekonstruktion verantwortlich und zeigten, dass die frühere Annahme, dass “räumliche Steigung gleich zeitlicher Steigung ist”, falsch war.

Korallen[edit]

Korallen gebleicht aufgrund von Änderungen der Meerwassereigenschaften

Ozeankorallenskeletteringe oder -bänder teilen ebenfalls paläoklimatologische Informationen, ähnlich wie Baumringe. Im Jahr 2002 wurde ein Bericht über die Ergebnisse von Dr. Lisa Greer und Peter Swart, damals Mitarbeiter der University of Miami, in Bezug auf stabile Sauerstoffisotope im Calciumcarbonat von Korallen. Kühlere Temperaturen führen dazu, dass Korallen schwerere Isotope in ihrer Struktur verwenden, während wärmere Temperaturen dazu führen, dass normalere Sauerstoffisotope in die Korallenstruktur eingebaut werden. Der dichtere Salzgehalt des Wassers enthält auch tendenziell das schwerere Isotop. Greers Korallenprobe aus dem Atlantik wurde 1994 entnommen und stammt aus dem Jahr 1935. Greer erinnert sich an ihre Schlussfolgerungen: “Wenn wir uns die durchschnittlichen Jahresdaten von 1935 bis etwa 1994 ansehen, sehen wir, dass sie die Form einer Sinuswelle haben periodisch und weist ein signifikantes Muster der Sauerstoffisotopenzusammensetzung auf, das etwa alle zwölf bis fünfzehn Jahre einen Peak aufweist. ” Die Oberflächenwassertemperaturen fielen zusammen und erreichten alle zwölfeinhalb Jahre ihren Höhepunkt. Da die Aufzeichnung dieser Temperatur jedoch erst in den letzten fünfzig Jahren praktiziert wurde, kann die Korrelation zwischen der aufgezeichneten Wassertemperatur und der Korallenstruktur nur so weit zurückverfolgt werden.[17]

Pollenkörner[edit]

Pollen können in Sedimenten gefunden werden. Pflanzen produzieren Pollen in großen Mengen und sind äußerst widerstandsfähig gegen Fäulnis. Es ist möglich, eine Pflanzenart anhand ihres Pollenkorns zu identifizieren. Die identifizierte Pflanzengemeinschaft des Gebiets zum relativen Zeitpunkt von dieser Sedimentschicht liefert Informationen über die klimatischen Bedingungen. Die Pollenhäufigkeit einer bestimmten Vegetationsperiode oder eines bestimmten Vegetationsjahres hängt teilweise von den Wetterbedingungen der vorangegangenen Monate ab. Daher liefert die Pollendichte Informationen über die kurzfristigen klimatischen Bedingungen.[18] Das Studium der prähistorischen Pollen ist Palynologie.

Dinoflagellat-Zysten[edit]

Zyste eines Dinoflagellaten Peridinium ovatum

Dinoflagellaten kommen in den meisten Gewässern vor und während ihres Lebenszyklus produzieren einige Arten hochresistente Zysten mit organischen Wänden für eine Ruhephase, wenn die Umweltbedingungen für das Wachstum nicht geeignet sind. Ihre Lebenstiefe ist relativ gering (abhängig vom Eindringen von Licht) und eng an Kieselalgen gekoppelt, von denen sie sich ernähren. Ihre Verteilungsmuster in Oberflächengewässern hängen eng mit den physikalischen Eigenschaften der Gewässer zusammen, und Nearshore-Assemblagen können auch von ozeanischen Assemblagen unterschieden werden. Die Verteilung von Dinozysten in Sedimenten ist relativ gut dokumentiert und hat zum Verständnis der durchschnittlichen Meeresoberflächenbedingungen beigetragen, die das Verteilungsmuster und die Häufigkeit der Taxa bestimmen ([19]). Mehrere Studien, darunter [20] und [21] haben Kasten- und Schwerkraftkerne im Nordpazifik zusammengestellt, um sie auf palynologischen Inhalt zu analysieren und die Verteilung der Dinozysten und ihre Beziehung zu Meeresoberflächentemperatur, Salzgehalt, Produktivität und Auftrieb zu bestimmen. Ähnlich,[22] und [23] Verwenden Sie einen Kastenkern in 576,5 m Wassertiefe aus dem Jahr 1992 im zentralen Santa Barbara-Becken, um die ozeanografischen und klimatischen Veränderungen während der letzten 40 km in der Region zu bestimmen.

See- und Ozeansedimente[edit]

Ähnlich wie bei anderen Proxys untersuchen Paläoklimatologen Sauerstoffisotope im Inhalt von Ozeansedimenten. Ebenso messen sie die Varvenschichten (abgelagerter feiner und grober Schlick oder Ton)[24] Laminieren von Seesedimenten. Seevarven werden hauptsächlich beeinflusst von:

  • Sommertemperatur, die die Energie anzeigt, die verfügbar ist, um saisonalen Schnee und Eis zu schmelzen
  • Winterschneefall, der das Ausmaß der Störung von Sedimenten beim Schmelzen bestimmt
  • Regenfall[25]

Kieselalgen, Foraminiferen, Radiolarien, Ostrakoden und Coccolithophore sind Beispiele für biotische Proxys für See- und Ozeanbedingungen, die üblicherweise zur Rekonstruktion vergangener Klimazonen verwendet werden. Die Verteilung der Arten dieser und anderer in den Sedimenten erhaltener Wasserlebewesen ist ein nützlicher Ersatz. Die optimalen Bedingungen für im Sediment konservierte Arten dienen als Anhaltspunkte. Forscher verwenden diese Hinweise, um zu enthüllen, wie das Klima und die Umwelt waren, als die Kreaturen starben.[26] Die Sauerstoffisotopenverhältnisse in ihren Schalen können auch als Stellvertreter für die Temperatur verwendet werden.[27]

Wasserisotope und Temperaturrekonstruktion[edit]

Meerwasser ist meistens H.216O, mit kleinen Mengen an HD16O und H.218O, wobei D Deuterium bezeichnet, dh Wasserstoff mit einem zusätzlichen Neutron. Im Wiener Standard Mean Ocean Water (VSMOW) beträgt das Verhältnis von D zu H 155,76 x 10−6 und O-18 bis O-16 ist 2005.2×10−6. Die Isotopenfraktionierung tritt bei Änderungen zwischen kondensierter und Dampfphase auf: Der Dampfdruck schwererer Isotope ist niedriger, so dass Dampf relativ mehr der leichteren Isotope enthält, und wenn der Dampf kondensiert, enthält der Niederschlag vorzugsweise schwerere Isotope. Der Unterschied zu VSMOW wird als δ ausgedrückt18O = 1000 ‰

×(((([18O]/.[16O])(([18O]/.[16O])V.S.M.ÖW.– –1){ textstyle times left ({ frac {([{}^{18}O]/.[{}^{16}O])} {([{}^{18}O]/.[{}^{16}O]) _ { mathrm {VSMOW}}}} – 1 right)}

;; und eine ähnliche Formel für δD. δ-Werte für den Niederschlag sind immer negativ.[28] Der Haupteinfluss auf δ ist der Unterschied zwischen den Meerestemperaturen, bei denen die Feuchtigkeit verdunstet ist, und dem Ort, an dem der endgültige Niederschlag aufgetreten ist. Da die Meerestemperaturen relativ stabil sind, spiegelt der δ-Wert hauptsächlich die Temperatur wider, bei der Niederschlag auftritt. Unter Berücksichtigung der Tatsache, dass sich der Niederschlag über der Inversionsschicht bildet, bleibt eine lineare Beziehung übrig:

δ 18O = aT + b

Dies wird empirisch aus Messungen von Temperatur und δ als a = 0,67 ‰ / ° C für Grönland und 0,76 ‰ / ° C für die Ostantarktis kalibriert. Die Kalibrierung erfolgte zunächst auf Basis von räumlich Temperaturschwankungen und es wurde angenommen, dass dies entsprach zeitlich Variationen.[29] In jüngerer Zeit hat die Bohrlochthermometrie gezeigt, dass für glazial-interglaziale Variationen a = 0,33 ‰ / ° C,[30] Dies impliziert, dass die glazial-interglazialen Temperaturänderungen doppelt so groß waren wie bisher angenommen.

In einer 2017 veröffentlichten Studie wurde die bisherige Methode zur Rekonstruktion der Paläo-Meerestemperaturen vor 100 Millionen Jahren in Frage gestellt, was darauf hindeutet, dass sie in dieser Zeit relativ stabil und viel kälter war.[31]

Membranlipide[edit]

Ein neuartiger Klima-Proxy aus Torf (Braunkohle, alter Torf) und Böden, Membranlipiden, bekannt als Glycerindialkylglycerintetraether (GDGT), hilft bei der Untersuchung von Paläoumweltfaktoren, die die relative Verteilung unterschiedlich verzweigter GDGT-Isomere steuern. Die Autoren der Studie bemerken: “Diese verzweigten Membranlipide werden von einer noch unbekannten Gruppe anaerober Bodenbakterien produziert.”[32] Ab 2018[update]Es gibt ein Jahrzehnt der Forschung, die zeigt, dass in mineralischen Böden der Methylierungsgrad von Bakterien (brGDGTs) zur Berechnung der mittleren jährlichen Lufttemperaturen beiträgt. Diese Proxy-Methode wurde verwendet, um das Klima des frühen Paläogens an der Grenze zwischen Kreide und Paläogen zu untersuchen. Die Forscher fanden heraus, dass die jährlichen Lufttemperaturen über Land und in mittleren Breiten durchschnittlich 23–29 ° C (± 4,7 ° C) betrugen. , die 5–10 ° C höher ist als die meisten früheren Befunde.[33][34]

Pseudoproxies[edit]

Die Fähigkeit von Algorithmen, die verwendet werden, um Proxy-Aufzeichnungen zu einer gesamten hemisphärischen Temperaturrekonstruktion zu kombinieren, kann unter Verwendung einer als “Pseudoproxies” bekannten Technik getestet werden. Bei diesem Verfahren wird die Ausgabe eines Klimamodells an Orten abgetastet, die dem bekannten Proxy-Netzwerk entsprechen, und die erzeugte Temperaturaufzeichnung wird mit der (bekannten) Gesamttemperatur des Modells verglichen.[35]

Siehe auch[edit]

Verweise[edit]

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Weiterführende Literatur[edit]

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Externe Links[edit]

  • Proxies für chemisches Klima bei der Royal Society of Chemistry, 23. Januar 2013
  • Quintana, Favia et al., 2018 “Multiproxy-Reaktion auf klima- und menschenbedingte Veränderungen in einem abgelegenen See im Süden Patagoniens (Laguna Las Vizcachas, Argentinien) während der letzten 1,6 kyr”, Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, Mexiko, VOL . 70 NR. 1 S. 173 – 186 [14]