Палеоокеанография - Paleoceanography

Для журнала см. Палеоокеанография (журнал).

Палеоокеанография это изучение истории океаны в геологический прошлое в отношении обращения, химия, биология, геология и закономерности осаждение и биологическая продуктивность. Палеоокеанографические исследования с использованием моделей окружающей среды и различных заместителей позволяют научному сообществу оценить роль океанических процессов в глобальном масштабе. климат реконструкцией прошлого климата через различные промежутки времени. Палеоокеанографические исследования также тесно связаны с палеоклиматология.

Источник и методы информации

Эта коробка:
-4500 —
–
-4000 —
–
-3500 —
–
-3000 —
–
-2500 —
–
-2000 —
–
-1500 —
–
-1000 —
–
-500 —
–
0 —

Палеоокеанография использует так называемые доверенное лицо методы как способ получения информации о прошлом состоянии и эволюции Мирового океана. Некоторые геохимические прокси-инструменты включают длинноцепочечные органические молекулы (например, алкеноны ), стабильный и радиоактивный изотопы, и следы металлов.[1] Кроме того, могут быть полезны керны осадка; область палеоокеанографии тесно связана с седиментология и палеонтология.

Температура поверхности моря

Записи температуры поверхности моря (ТПМ) могут быть извлечены из керна глубоководных отложений с использованием отношения изотопов кислорода и отношение магния к кальцию (Mg / Ca) в секреции раковин планктона, длинноцепочечных органических молекул, таких как алкенон, тропических кораллов у поверхности моря и раковин моллюсков.[2]

Соотношения изотопов кислорода (δ18O) полезны при восстановлении SST из-за влияния температуры на соотношение изотопов. Планктон потребляет кислород при построении своих раковин и будет менее обогащен их δ.18O при образовании в более теплой воде при условии, что они находятся в термодинамическом равновесии с морской водой.[3] Когда эти раковины осаждаются, они тонут и образуют на дне океана осадки, δ18O может использоваться для вывода прошлых SST.[4] Однако соотношение изотопов кислорода не является точным показателем. Объем льда, заключенного в континентальных ледяных щитах, может влиять на величину δ18О. Пресная вода, характеризующаяся более низкими значениями δ18О попадает в ловушку континентального ледяного покрова, так что в ледниковые периоды морская вода δ18O приподнят и кальцит оболочки, образовавшиеся в это время, будут иметь большее δ18Значение O.[5][6]

Замена магний вместо кальция в CaCO3 снаряды может использоваться как прокси для SST, в котором сформированы оболочки. Отношения Mg / Ca имеют несколько других влияющих факторов, помимо температуры, таких как жизненно важные эффекты, очистка скорлупы, посмертные и пост-осадочные эффекты растворения, и это лишь некоторые из них.[2] Помимо других факторов, соотношение Mg / Ca успешно позволило количественно оценить тропическое похолодание, которое произошло во время последнего ледникового периода.[7]

Алкеноны представляют собой длинноцепочечные сложные органические молекулы, производимые фотосинтезирующими водорослями. Они чувствительны к температуре и могут быть извлечены из морских отложений. Использование алкенонов представляет собой более прямую связь между ТПМ и водорослями и не зависит от знания биотических и физико-химических термодинамических соотношений, необходимых для CaCO3 исследования.[8] Еще одно преимущество использования алкенонов заключается в том, что они являются продуктом фотосинтеза и требуют образования на солнце верхних поверхностных слоев. Таким образом, он лучше регистрирует приповерхностную SST.[2]

Температура придонной воды

Наиболее часто используемый прокси для вывода история температуры глубоководья отношение Mg / Ca в бентосных фораминиферы и остракоды. Температуры, выведенные из соотношений Mg / Ca, подтвердили охлаждение глубин океана до 3 ° C во время ледниковых периодов позднего плейстоцена.[2] Одно примечательное исследование: Лир и другие. [2002], который работал над калибровкой температуры придонной воды по соотношению Mg / Ca в 9 точках, охватывающих различные глубины, от шести различных бентосных фораминифер (в зависимости от местоположения).[9] Авторы нашли уравнение для калибровки температуры придонной воды по соотношению Mg / Ca, которое принимает экспоненциальную форму:

где Mg / Ca - отношение Mg / Ca, обнаруженное в бентосных фораминиферах, а BWT - температура придонной воды.[10]

Соленость

Соленость - это более сложная величина, которую можно вывести из палеозаписей. Дейтерий избыток керновых данных может обеспечить лучший вывод о солености морской поверхности, чем изотопы кислорода, а некоторые виды, такие как диатомовые водоросли, могут обеспечить полуколичественные данные о солености из-за относительной численности диатомовых водорослей, которые ограничены определенными режимами солености.[11]

Циркуляция океана

Несколько косвенных методов использовались для вывода о циркуляции океана в прошлом и изменений в ней. Они включают отношения изотопов углерода, кадмий /кальций (Cd / Ca) отношения, протактиний /торий изотопы (231Па и 230Th), радиоуглерод активность (δ14C), неодим изотопы (143Nd и 144Nd) и сортируемый ил (фракция глубоководных отложений от 10 до 63 мкм).[2] Используются приблизительные значения изотопов углерода и соотношения кадмий / кальций, поскольку изменчивость их соотношений частично обусловлена ​​изменениями химического состава придонной воды, что, в свою очередь, связано с источником глубоководного образования.[12][13] Однако на эти соотношения влияют биологические, экологические и геохимические процессы, которые усложняют выводы о циркуляции.

Все включенные прокси-серверы полезны для определения поведения меридиональная опрокидывающаяся циркуляция.[2] Например, McManus et al. [2004] использовали протактиний /торий изотопы (231Па и 230Th), чтобы показать, что атлантическая меридиональная опрокидывающая циркуляция была почти (или полностью) перекрыта во время последнего ледникового периода.[14] 231Па и 230Оба Th образуются в результате радиоактивного распада растворенного урана в морской воде, причем 231Па может оставаться в толще воды дольше, чем 230Чт: 231Па имеет время пребывания ~ 100–200 лет, в то время как 230Ему около 20–40 лет.[14] В сегодняшнем Атлантическом океане и нынешней опрокидывающейся циркуляции, 230Транспортировка в Южный океан минимальна из-за короткого времени пребывания, и 231Па транспорт высокий. Это приводит к относительно низкому 231Па / 230Соотношения Th, найденные McManus et al. [2004] в активной зоне 33N 57W и глубине 4.5 км. Когда опрокидывающая циркуляция прекращается (как предполагалось) во время ледниковых периодов, 231Па / 230Отношение Th становится повышенным из-за отсутствия удаления 231Па до Южного океана. McManus et al. [2004] также отмечают небольшое повышение 231Па / 230Соотношение Th во время Младший дриас Событие, еще один период в истории климата, который, как считается, испытал ослабление опрокидывающей циркуляции.[14]

Кислотность, pH и щелочность

Бор изотопные отношения (δ11B) может использоваться для вывода как недавних, так и тысячелетних изменений кислотности в масштабе времени, pH, и щелочность океана, которая в основном обусловлена атмосферный CO2 концентрации и бикарбонат концентрация ионов в океане. δ11B был обнаружен у кораллов из юго-западной части Тихого океана, чтобы варьироваться в зависимости от pH океана, и показывает, что изменчивость климата, например Тихоокеанские десятилетние колебания (PDO) может модулировать воздействие закисление океана из-за повышения атмосферного CO2 концентрации.[15] Другое применение δ11B в раковинах планктона может использоваться как косвенный показатель для атмосферного CO.2 концентрации за последние несколько миллионов лет.[16]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ Хендерсон, Гидеон М. (октябрь 2002 г.). «Новые океанические прокси для палеоклимата». Письма по науке о Земле и планетах. 203 (1): 1–13. Bibcode:2002E и PSL.203 .... 1H. Дои:10.1016 / S0012-821X (02) 00809-9.
  2. ^ а б c d е ж Кронин, Томас М. (2010). Палеоклиматы: понимание изменения климата в прошлом и настоящем. Нью-Йорк: издательство Колумбийского университета. ISBN  9780231144940.
  3. ^ Юри, Гарольд К. (1947). «Термодинамические свойства изотопных веществ». Журнал химического общества (возобновлено): 562. Дои:10.1039 / JR9470000562.
  4. ^ Эмилиани, К. (1955). «Температуры плейстоцена». Журнал геологии. 63: 538–578. Bibcode:1955JG ..... 63..538E. Дои:10.1086/626295. JSTOR  30080906.
  5. ^ Олауссон, Эрик (январь 1963 г.). «Свидетельства климатических изменений в глубоководных кернах Северной Атлантики, с замечаниями по изотопному палеотемпературному анализу». Прогресс в океанографии. 3: 221–252. Bibcode:1963 г., цена ... 3..221O. Дои:10.1016/0079-6611(65)90020-0.
  6. ^ Шеклтон, Николас (1 июля 1967 г.). «Анализ изотопов кислорода и повторная оценка температуры плейстоцена». Природа. 215 (5096): 15–17. Bibcode:1967Натура.215 ... 15С. Дои:10.1038 / 215015a0.
  7. ^ Ли, Д. У. (5 сентября 2003 г.). "Синхронность тропических и высокоширотных температур Атлантического океана в течение последнего ледникового периода". Наука. 301 (5638): 1361–1364. Bibcode:2003Научный ... 301.1361L. Дои:10.1126 / science.1088470. PMID  12958356.
  8. ^ Герберт, Т. Д. (2003). «Палеотемпературные определения алкенонов». В Голландии H.D .; Турекян, К. (ред.). Трактат по геохимии (1-е изд.). Оксфорд: Elsevier Science. С. 391–432. Bibcode:2003TrGeo ... 6..391H. Дои:10.1016 / B0-08-043751-6 / 06115-6. ISBN  0-08-043751-6.
  9. ^ Billups, K .; Шраг, Д. (Апрель 2003 г.). "Применение соотношений Mg / Ca бентосных фораминифер к вопросам кайнозойского изменения климата". Письма по науке о Земле и планетах. 209 (1–2): 181–195. Bibcode:2003E и PSL.209..181B. Дои:10.1016 / S0012-821X (03) 00067-0.
  10. ^ Лир, Кэролайн Х; Розенталь, Яир; Слоуи, Найл (октябрь 2002 г.). «Mg / Ca-палеотермометрия бентосных фораминифер: пересмотренная калибровка керна». Geochimica et Cosmochimica Acta. 66 (19): 3375–3387. Bibcode:2002GeCoA..66.3375L. Дои:10.1016 / S0016-7037 (02) 00941-9.
  11. ^ Bauch, Henning A .; Полякова Елена Ивановна (июнь 2003 г.). «Диатомовые данные о засолении арктической окраины Сибири: влияние на структуру речного стока в голоцене». Палеоокеанография. 18 (2). Bibcode:2003PalOc..18.1027B. Дои:10.1029 / 2002PA000847.
  12. ^ Леман, Скотт Дж .; Кейгвин, Ллойд Д. (30 апреля 1992 г.). «Внезапные изменения в циркуляции Северной Атлантики во время последней дегляциации». Природа. 356 (6372): 757–762. Bibcode:1992Натура.356..757L. Дои:10.1038 / 356757a0.
  13. ^ Оппо, Д. В .; Леман, С. Дж. (19 февраля 1993 г.). «Средняя глубина циркуляции приполярной Северной Атлантики во время последнего ледникового максимума». Наука. 259 (5098): 1148–1152. Bibcode:1993Научный ... 259.1148O. Дои:10.1126 / science.259.5098.1148. PMID  17794395.
  14. ^ а б c McManus, J. F .; Francois, R .; Gherardi, J.-M .; Keigwin, L.D .; Браун-Леже, С. (22 апреля 2004 г.). «Коллапс и быстрое возобновление атлантической меридиональной циркуляции, связанные с ледниковыми изменениями климата». Природа. 428 (6985): 834–837. Bibcode:2004Натура.428..834М. Дои:10.1038 / природа02494. PMID  15103371.
  15. ^ Пелехеро, К. (30 сентября 2005 г.). «От доиндустриальной до современной междекадной изменчивости pH коралловых рифов». Наука. 309 (5744): 2204–2207. Bibcode:2005Наука ... 309.2204П. Дои:10.1126 / science.1113692.
  16. ^ Пирсон, Пол Н .; Палмер, Мартин Р. (17 августа 2000 г.). «Концентрация двуокиси углерода в атмосфере за последние 60 миллионов лет». Природа. 406 (6797): 695–699. Bibcode:2000Натура.406..695П. Дои:10.1038/35021000. PMID  10963587.CS1 maint: ref = harv (связь)

внешняя ссылка