วิกิพีเดียภาษาไทย
กลับไปหน้าบทความ

อ่าน 14 นาที

ภูมิอากาศวิทยาโบราณ

ภูมิอากาศวิทยา โบราณ ( สะกดแบบอังกฤษว่าpalaeoclimatology ) คือการศึกษาทางวิทยาศาสตร์ เกี่ยวกับสภาพ

ภูมิอากาศวิทยาโบราณ

ภูมิอากาศวิทยา โบราณ ( สะกดแบบอังกฤษว่าpalaeoclimatology ) คือการศึกษาทางวิทยาศาสตร์ เกี่ยวกับสภาพ ภูมิอากาศก่อนการประดิษฐ์เครื่องมือทางอุตุนิยมวิทยาเมื่อไม่มีข้อมูลการวัดโดยตรงหรือเทียม[ 1 ]เนื่องจากบันทึกจากเครื่องมือครอบคลุมเพียงส่วนเล็ก ๆ ของประวัติศาสตร์โลกการสร้างสภาพภูมิอากาศโบราณขึ้นใหม่จึงมีความสำคัญต่อการทำความเข้าใจความแปรผันตามธรรมชาติและวิวัฒนาการของสภาพภูมิอากาศในปัจจุบัน

ธรณีวิทยาภูมิอากาศโบราณใช้หลากหลายวิธีการทางอ้อม จากวิทยาศาสตร์ โลกและชีววิทยาเพื่อรวบรวมข้อมูลที่เคยถูกเก็บรักษาไว้ในหินตะกอนหลุมเจาะแผ่นน้ำแข็งวงปีของต้นไม้ปะการังเปลือกหอยและซากดึกดำบรรพ์ขนาดเล็กเมื่อรวม กับเทคนิคการหาอายุของข้อมูลทางอ้อมเหล่า นั้นบันทึกภูมิอากาศโบราณจะถูกนำมาใช้เพื่อกำหนดสภาวะของบรรยากาศโลก ใน อดีต

สาขาวิทยาศาสตร์ด้านบรรพภูมิอากาศวิทยาได้พัฒนาจนถึงขั้นสมบูรณ์ในศตวรรษที่ 20 ช่วงเวลาสำคัญที่นักบรรพภูมิอากาศวิทยาศึกษา ได้แก่ยุคน้ำแข็งที่เกิดขึ้นบ่อยครั้งบนโลก เหตุการณ์การเย็นตัวอย่างรวดเร็ว เช่นYounger Dryasและภาวะโลกร้อนอย่างรวดเร็วในช่วงPaleocene–Eocene Thermal Maximumการศึกษาการเปลี่ยนแปลงในอดีตของสิ่งแวดล้อมและความหลากหลายทางชีวภาพมักสะท้อนถึงสถานการณ์ปัจจุบัน โดยเฉพาะอย่างยิ่งผลกระทบของสภาพภูมิอากาศต่อการสูญพันธุ์ครั้งใหญ่การฟื้นตัวของสิ่งมีชีวิต และภาวะโลกร้อน ในปัจจุบัน [ 2 ] [ 3 ]

การศึกษาภูมิอากาศโบราณมีความสำคัญเมื่อพิจารณาถึงอนาคตของโลกโดยเฉพาะอย่างยิ่งในด้านสภาพภูมิอากาศ

โปรดเพิ่มอุณหภูมิในหน่วยเซลเซียส นอกเหนือจากฟาเรนไฮต์ด้วย กราฟ "ผลการศึกษาเบื้องต้นจาก โครงการของ สถาบันสมิธโซเนียนแสดงอุณหภูมิเฉลี่ยของพื้นผิวโลกในช่วง 500 ล้านปีที่ผ่านมา" ควรมีแกนแนวตั้งเป็นเซลเซียสด้วย นอกจากนี้ เป็นเรื่องน่าเสียดายที่ไม่ได้ระบุช่วง/ค่าอุณหภูมิเชิงปริมาณ ไม่ว่าจะเป็นค่าโดยประมาณหรือค่าความคลาดเคลื่อนที่เกี่ยวข้อง ในเนื้อหาด้วย

ประวัติศาสตร์

แนวคิดเรื่องการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศน่าจะพัฒนาขึ้นในอียิปต์โบราณ เม โสโปเตเมียหุบเขาอินดัสและจีนซึ่งเคยประสบกับช่วงเวลาแห้งแล้งและน้ำท่วมเป็นเวลานาน[ 4 ]ในศตวรรษที่ 17 โรเบิร์ต ฮุคตั้งสมมติฐานว่าฟอสซิลเต่ายักษ์ที่พบในดอร์เซ็ตสามารถอธิบายได้ด้วยสภาพภูมิอากาศที่อบอุ่นกว่าในอดีต ซึ่งเขาคิดว่าสามารถอธิบายได้ด้วยการเปลี่ยนแปลงแกนโลก[ 4 ]ในเวลานั้น ฟอสซิลมักถูกอธิบายว่าเป็นผลมาจากน้ำท่วมครั้งใหญ่ในพระคัมภีร์[ 5 ]การสังเกตจุดบนดวงอาทิตย์อย่างเป็นระบบเริ่มต้นโดยนักดาราศาสตร์สมัครเล่นไฮน์ริช ชวาเบในช่วงต้นศตวรรษที่ 19 ซึ่งเป็นการเริ่มต้นการอภิปรายเกี่ยวกับอิทธิพลของดวงอาทิตย์ต่อสภาพภูมิอากาศของโลก[ 4 ]

การศึกษาทางวิทยาศาสตร์เกี่ยวกับภูมิอากาศโบราณเริ่มเป็นรูปเป็นร่างขึ้นในช่วงต้นศตวรรษที่ 19 เมื่อการค้นพบเกี่ยวกับการเกิดธารน้ำแข็งและการเปลี่ยนแปลงตามธรรมชาติของสภาพภูมิอากาศในอดีตของโลกช่วยให้เข้าใจปรากฏการณ์เรือนกระจกได้ภูมิอากาศโบราณกลายเป็นสาขาวิทยาศาสตร์ที่เป็นเอกภาพก็ในศตวรรษที่ 20 เท่านั้น ก่อนหน้านั้น แง่มุมต่างๆ ของประวัติศาสตร์ภูมิอากาศของโลกได้รับการศึกษาโดยหลากหลายสาขาวิชา[ 5 ]ในช่วงปลายศตวรรษที่ 20 การวิจัยเชิงประจักษ์เกี่ยวกับสภาพภูมิอากาศโบราณของโลกเริ่มถูกนำมาผสมผสานกับแบบจำลองคอมพิวเตอร์ที่มีความซับซ้อนมากขึ้นเรื่อยๆ เป้าหมายใหม่ก็ได้รับการพัฒนาขึ้นในช่วงเวลานี้เช่นกัน นั่นคือ การค้นหาสภาพภูมิอากาศโบราณที่คล้ายคลึงกันซึ่งสามารถให้ข้อมูลเกี่ยวกับการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ ในปัจจุบัน ได้[ 5 ]

การฟื้นฟูสภาพภูมิอากาศโบราณ

ผลลัพธ์เบื้องต้นจาก โครงการของ สถาบันสมิธโซเนียนซึ่งแสดงอุณหภูมิพื้นผิวโลกเฉลี่ยในช่วง 500 ล้านปีที่ผ่านมา[ 6 ] [ 7 ]
กราฟอุณหภูมิโบราณที่นำมาวางเรียงกัน
ปริมาณออกซิเจนในชั้นบรรยากาศตลอดช่วงพันล้านปีที่ผ่านมา

นักภูมิอากาศวิทยาโบราณใช้วิธีการที่หลากหลายในการอนุมานสภาพภูมิอากาศในอดีต เทคนิคที่ใช้จะขึ้นอยู่กับตัวแปรที่ต้องสร้างขึ้นใหม่ (อาจเป็นอุณหภูมิปริมาณน้ำฝนหรืออย่างอื่น) และระยะเวลาที่สภาพภูมิอากาศที่สนใจเกิดขึ้นเมื่อนานมาแล้ว ตัวอย่างเช่น บันทึกทางทะเลลึก ซึ่งเป็นแหล่งข้อมูลไอโซโทปส่วนใหญ่ มีอยู่เฉพาะในแผ่นเปลือกโลกมหาสมุทรซึ่งในที่สุดก็จะมุดตัวลงไปใต้ แผ่นเปลือกโลก อื่น วัสดุที่เก่าแก่ที่สุดที่ยังคงเหลืออยู่มีอายุ200ล้านปีตะกอนที่เก่ากว่าก็มีแนวโน้มที่จะถูกทำลายโดย กระบวนการเปลี่ยนแปลง ทางธรณีวิทยา ได้ง่ายกว่า เนื่องจากหินเหล่านี้ได้รับผลกระทบจากการเปลี่ยนแปลงต่างๆ เป็นเวลาหลายล้านปี เช่น ความดัน กิจกรรมทางธรณีวิทยา และการไหลของของเหลว ปัจจัยเหล่านี้มักส่งผลให้คุณภาพหรือปริมาณของข้อมูลลดลง ซึ่งทำให้ความละเอียดและความน่าเชื่อถือของข้อมูลลดลงเมื่อเวลาผ่านไป

เทคนิคเฉพาะที่ใช้ในการอนุมานสภาพภูมิอากาศโบราณ ได้แก่ การใช้แกนตะกอนทะเลสาบและหินงอกหินย้อย ซึ่งใช้วิธีการวิเคราะห์ชั้นตะกอนและการก่อตัวของหินตามลำดับ ควบคู่ไปกับวิธีการหาอายุโดยใช้ธาตุต่างๆ เช่น ออกซิเจน คาร์บอน และยูเรเนียม

ตัวชี้วัดสภาพภูมิอากาศ

การวัดเชิงปริมาณโดยตรง

วิธีการวัดเชิงปริมาณโดยตรงเป็นแนวทางที่ตรงที่สุดในการทำความเข้าใจการเปลี่ยนแปลงของสภาพภูมิอากาศ การเปรียบเทียบข้อมูลล่าสุดกับข้อมูลเก่าช่วยให้นักวิจัยมีความเข้าใจพื้นฐานเกี่ยวกับการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศและภูมิอากาศในพื้นที่ อย่างไรก็ตาม วิธีนี้มีข้อเสียคือ ข้อมูลสภาพภูมิอากาศเริ่มมีการบันทึกในช่วงกลางทศวรรษที่ 1800 เท่านั้น ซึ่งหมายความว่านักวิจัยสามารถใช้ข้อมูลได้เพียง 150 ปีเท่านั้น ซึ่งไม่เป็นประโยชน์เมื่อพยายามทำแผนที่สภาพภูมิอากาศของพื้นที่เมื่อ 10,000 ปีที่แล้ว ในกรณีนี้จึงจำเป็นต้องใช้วิธีการที่ซับซ้อนกว่า[ 8 ]

น้ำแข็ง

ธารน้ำแข็งบนภูเขาและแผ่นน้ำแข็งขั้วโลกเป็นแหล่งข้อมูลสำคัญในด้านภูมิอากาศวิทยาโบราณ โครงการเจาะแกนน้ำแข็งในแผ่นน้ำแข็งของกรีนแลนด์และแอนตาร์กติกา ได้ให้ข้อมูลย้อนหลังไปหลายแสนปี โดยในกรณีของ โครงการEPICA นั้นให้ข้อมูลย้อนหลังไปกว่า 800,000 ปี

  • อากาศที่ถูกกักอยู่ภายในหิมะ ที่ตกลงมา จะถูกห่อหุ้มด้วยฟองอากาศเล็กๆ ขณะที่หิมะถูกอัดแน่นกลายเป็นน้ำแข็งในธารน้ำแข็งภายใต้น้ำหนักของหิมะที่ตกลงมาในแต่ละปี อากาศที่ถูกกักไว้นั้นพิสูจน์แล้วว่าเป็นแหล่งข้อมูลที่มีค่าอย่างยิ่งสำหรับการวัดองค์ประกอบของอากาศโดยตรงนับตั้งแต่น้ำแข็งก่อตัวขึ้น
  • สามารถสังเกตเห็นการแบ่งชั้นได้เนื่องจากการหยุดชะงักตามฤดูกาลของการสะสมน้ำแข็ง และสามารถนำมาใช้ในการกำหนดลำดับเวลา โดยเชื่อมโยงความลึกเฉพาะของแกนตัวอย่างกับช่วงเวลาต่างๆ
  • การเปลี่ยนแปลงความหนาของชั้นบรรยากาศสามารถนำมาใช้ในการพิจารณาการเปลี่ยนแปลงของปริมาณน้ำฝนหรืออุณหภูมิได้
  • การเปลี่ยนแปลงปริมาณออกซิเจน-18 ( δ¹⁸O )ในชั้นน้ำแข็งแสดงถึงการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิเฉลี่ยของพื้นผิวมหาสมุทร โมเลกุลของน้ำที่มีไอโซโทป O-18 ที่หนักกว่าจะระเหยที่อุณหภูมิสูงกว่าโมเลกุลของน้ำที่มีไอโซโทปออกซิเจน-16 ปกติอัตราส่วนของ O-18 ต่อ O-16 จะสูงขึ้นเมื่ออุณหภูมิสูงขึ้น แต่ก็ขึ้นอยู่กับปัจจัยต่างๆ เช่น ความเค็มของน้ำและปริมาณน้ำที่ถูกกักเก็บไว้ในแผ่นน้ำแข็งด้วย มีการตรวจพบวัฏจักรต่างๆ ในอัตราส่วนไอโซโทป
  • มีการตรวจพบ ละอองเรณูในแกนน้ำแข็ง และสามารถนำมาใช้ทำความเข้าใจว่ามีพืชชนิดใดบ้างในขณะที่ชั้นน้ำแข็งนั้นก่อตัวขึ้น ละอองเรณูถูกผลิตขึ้นอย่างมากมาย และโดยทั่วไปแล้วการกระจายตัวของละอองเรณูนั้นเป็นที่เข้าใจกันดี การนับจำนวนละอองเรณูสำหรับชั้นน้ำแข็งเฉพาะชั้นหนึ่งๆ สามารถทำได้โดยการสังเกตปริมาณละอองเรณูทั้งหมดที่จำแนกตามชนิด (รูปร่าง) ในตัวอย่างที่ควบคุมของชั้นน้ำแข็งนั้น การเปลี่ยนแปลงความถี่ของพืชเมื่อเวลาผ่านไปสามารถพล็อตได้โดยการวิเคราะห์ทางสถิติของการนับจำนวนละอองเรณูในแกนน้ำแข็ง การทราบว่ามีพืชชนิดใดบ้างในขณะนั้น จะนำไปสู่ความเข้าใจเกี่ยวกับปริมาณน้ำฝน อุณหภูมิ และชนิดของสัตว์ที่อาศัยอยู่การศึกษาละอองเรณูจึงรวมถึงการศึกษาละอองเรณูเพื่อวัตถุประสงค์เหล่านี้ด้วย
  • เถ้าภูเขาไฟพบได้ในบางชั้นและสามารถใช้เพื่อกำหนดช่วงเวลาการก่อตัวของชั้นนั้นได้ เหตุการณ์ภูเขาไฟระเบิดจะกระจายเถ้าที่มีคุณสมบัติเฉพาะตัว (รูปร่างและสีของอนุภาค ลักษณะทางเคมี) การระบุแหล่งที่มาของเถ้าจะทำให้สามารถกำหนดช่วงเวลาที่เชื่อมโยงกับชั้นน้ำแข็งได้

กลุ่มความร่วมมือข้ามชาติโครงการเจาะแกนน้ำแข็งแห่งยุโรปในแอนตาร์กติกา (EPICA) ได้เจาะแกนน้ำแข็งในโดม C บนแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันออกและได้น้ำแข็งที่มีอายุประมาณ 800,000 ปี[ 9 ]ชุมชนแกนน้ำแข็งระหว่างประเทศ ภายใต้การอุปถัมภ์ของความร่วมมือระหว่างประเทศด้านวิทยาศาสตร์แกนน้ำแข็ง (IPICS) ได้กำหนดโครงการสำคัญเพื่อให้ได้บันทึกแกนน้ำแข็งที่เก่าแก่ที่สุดเท่าที่จะเป็นไปได้จากแอนตาร์กติกา ซึ่งเป็นบันทึกแกนน้ำแข็งที่มีอายุย้อนกลับไปถึงหรือใกล้เคียง 1.5 ล้านปี[ 10 ]

ภูมิอากาศวิทยาจากวงปีของต้นไม้

ข้อมูลสภาพภูมิอากาศสามารถหาได้จากการทำความเข้าใจการเปลี่ยนแปลงในการเจริญเติบโตของต้นไม้ โดยทั่วไป ต้นไม้จะตอบสนองต่อการเปลี่ยนแปลงของตัวแปรสภาพภูมิอากาศโดยการเร่งหรือชะลอการเจริญเติบโต ซึ่งโดยทั่วไปจะสะท้อนให้เห็นได้จากความหนาของวงปีที่เพิ่มขึ้นหรือลดลง อย่างไรก็ตาม ต้นไม้แต่ละชนิดตอบสนองต่อการเปลี่ยนแปลงของตัวแปรสภาพภูมิอากาศในรูปแบบที่แตกต่างกัน การบันทึกวงปีของต้นไม้ทำได้โดยการรวบรวมข้อมูลจากต้นไม้ที่มีชีวิตจำนวนมากในพื้นที่เฉพาะ โดยการเปรียบเทียบจำนวน ความหนา ขอบวงปี และรูปแบบการจับคู่ของวงปี

ความแตกต่างของความหนาที่ปรากฏในวงปีของต้นไม้สามารถบ่งชี้คุณภาพของสภาพแวดล้อมและความแข็งแรงของพันธุ์ไม้ที่ประเมินได้ ต้นไม้ต่างชนิดกันจะแสดงการตอบสนองการเจริญเติบโตที่แตกต่างกันต่อการเปลี่ยนแปลงของสภาพภูมิอากาศ การประเมินต้นไม้หลายต้นในสายพันธุ์เดียวกัน พร้อมกับต้นไม้ในสายพันธุ์ที่แตกต่างกัน จะช่วยให้สามารถวิเคราะห์ตัวแปรที่เปลี่ยนแปลงไปในสภาพภูมิอากาศและผลกระทบต่อสายพันธุ์โดยรอบได้อย่างแม่นยำยิ่งขึ้น[ 11 ]

เนื้อไม้เก่าที่ยังคงสภาพสมบูรณ์และไม่ผุพังสามารถช่วยขยายช่วงเวลาการบันทึกได้โดยการจับคู่การเปลี่ยนแปลงความลึกของวงปีกับตัวอย่างร่วมสมัย ด้วยวิธีนี้ บางพื้นที่จึงมีบันทึกวงปีของต้นไม้ที่ย้อนหลังไปได้หลายพันปี เนื้อไม้เก่าที่ไม่เชื่อมโยงกับบันทึกร่วมสมัยสามารถกำหนดอายุได้โดยทั่วไปด้วยเทคนิคการหาอายุด้วยคาร์บอนกัมมันตรังสี บันทึกวงปีของต้นไม้สามารถนำมาใช้สร้างข้อมูลเกี่ยวกับปริมาณน้ำฝน อุณหภูมิ อุทกวิทยา และไฟป่าที่เกี่ยวข้องกับพื้นที่ใดพื้นที่หนึ่งได้

เนื้อหาตะกอน

ในระยะเวลาที่ยาวนานขึ้น นักธรณีวิทยาต้องอ้างอิงข้อมูลจากบันทึกตะกอน

  • ตะกอน ซึ่งบางครั้งอาจแข็งตัวกลายเป็นหิน อาจมีซากพืช สัตว์ แพลงก์ตอน หรือละอองเรณู ที่หลงเหลืออยู่ ซึ่งอาจเป็นลักษณะเฉพาะของเขตภูมิอากาศบางแห่ง
  • โมเลกุลไบโอมาร์กเกอร์ เช่นอัลคีโนนอาจให้ข้อมูลเกี่ยวกับอุณหภูมิในการก่อตัวของโมเลกุลเหล่านั้นได้
  • ลักษณะทางเคมี โดยเฉพาะอัตราส่วนMg/Ca ของ แคลไซต์ใน เปลือก ฟอรามินิเฟอราสามารถนำมาใช้ในการสร้างแบบจำลองอุณหภูมิในอดีตได้
  • อัตราส่วนไอโซโทปสามารถให้ข้อมูลเพิ่มเติมได้ โดยเฉพาะอย่างยิ่ง บันทึก δ 18 Oตอบสนองต่อการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิและปริมาตรน้ำแข็ง และ บันทึก δ 13 Cสะท้อนถึงปัจจัยหลายอย่าง ซึ่งมักยากที่จะแยกแยะได้
ตัวอย่างแกนดินใต้ทะเลที่ติดฉลากเพื่อระบุจุดที่แน่นอนบนพื้นทะเลที่เก็บตัวอย่างมา ตะกอนจากบริเวณใกล้เคียงกันอาจแสดงความแตกต่างอย่างมีนัยสำคัญในองค์ประกอบทางเคมีและชีวภาพ
ลักษณะตะกอน

ในระยะเวลาที่ยาวนานขึ้น บันทึกทางธรณีวิทยาอาจแสดงให้เห็นถึงสัญญาณของ การขึ้นและลงของ ระดับน้ำทะเลและสามารถระบุลักษณะต่างๆ เช่นเนินทรายที่กลายเป็นฟอสซิลได้นักวิทยาศาสตร์สามารถทำความเข้าใจสภาพภูมิอากาศในระยะยาวได้โดยการศึกษาหินตะกอนที่มีอายุย้อนหลังไปหลายพันล้านปี การแบ่งประวัติศาสตร์ของโลกออกเป็นช่วงเวลาต่างๆ นั้นส่วนใหญ่ขึ้นอยู่กับการเปลี่ยนแปลงที่มองเห็นได้ในชั้นหินตะกอน ซึ่งบ่งชี้ถึงการเปลี่ยนแปลงครั้งสำคัญในสภาพแวดล้อม บ่อยครั้งที่การเปลี่ยนแปลงเหล่านั้นรวมถึงการเปลี่ยนแปลงครั้งใหญ่ของสภาพภูมิอากาศด้วย

สเคลอโรคโรโลยี

ปะการัง (ดูเพิ่มเติมที่สเคลอโรคโรโลยี )

วงแหวนปะการังมีหลักฐานการเจริญเติบโตที่คล้ายคลึงกับต้นไม้ ดังนั้นจึงสามารถกำหนดอายุได้ในลักษณะเดียวกัน ความแตกต่างหลักคือสภาพแวดล้อมและเงื่อนไขภายในสภาพแวดล้อมเหล่านั้นที่พวกมันตอบสนอง ตัวอย่างของเงื่อนไขเหล่านี้สำหรับปะการัง ได้แก่ อุณหภูมิน้ำ การไหลเข้าของน้ำจืด การเปลี่ยนแปลงของค่า pH และการรบกวนของคลื่น จากนั้น อุปกรณ์เฉพาะทาง เช่น เครื่องมือ Advanced Very High-Resolution Radiometer (AVHRR) สามารถนำมาใช้เพื่อหาอุณหภูมิพื้นผิวทะเลและความเค็มของน้ำในช่วงหลายศตวรรษที่ผ่านมา ค่าδ 18 Oของ สาหร่ายแดง ปะการังเป็นตัวบ่งชี้ที่มีประโยชน์ของอุณหภูมิพื้นผิวทะเลและความเค็มของพื้นผิวทะเลรวมกันในละติจูดสูงและเขตร้อน ซึ่งเทคนิคแบบดั้งเดิมหลายอย่างมีข้อจำกัด[ 12 ] [ 13 ]

ภูมิประเทศและลักษณะพื้นผิว

ในธรณีสัณฐานวิทยาเชิงภูมิอากาศแนวทางหนึ่งคือการศึกษาธรณีสัณฐานที่หลงเหลืออยู่เพื่ออนุมานสภาพภูมิอากาศในอดีต[ 14 ] ธรณีสัณฐาน วิทยาเชิงภูมิอากาศมักเกี่ยวข้องกับสภาพภูมิอากาศในอดีต จึงถูกมองว่าเป็นหัวข้อหนึ่งของธรณีวิทยาเชิงประวัติศาสตร์ [ 15 ] หลักฐานของสภาพภูมิอากาศในอดีตที่จะศึกษาสามารถพบได้ในธรณีสัณฐานที่หลงเหลืออยู่ ตัวอย่างของธรณีสัณฐานเหล่านี้ ได้แก่ ธรณีสัณฐานธารน้ำแข็ง (โมเรน, รอยขีดข่วน), ลักษณะทางภูมิประเทศของทะเลทราย (เนินทราย, พื้นผิวทะเลทราย) และธรณีสัณฐานชายฝั่ง (ระเบียงทะเล, สันหาด) [ 16 ]ธรณีสัณฐานวิทยาเชิงภูมิอากาศมีประโยชน์จำกัดในการศึกษาการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศครั้งใหญ่ในปัจจุบัน ( ยุคควอเทอร์นารี , ยุคโฮโลซีน ) เนื่องจากแทบจะไม่สามารถสังเกตเห็นได้ในบันทึกทางธรณีสัณฐานวิทยา[ 17 ]

จังหวะเวลาของพร็อกซี

สาขาธรณีวิทยาเชิงเวลา (geochronology)มีนักวิทยาศาสตร์ที่ทำงานเกี่ยวกับการกำหนดอายุของตัวแทนบางอย่าง สำหรับแหล่งเก็บข้อมูลตัวแทนล่าสุด เช่น วงปีของต้นไม้และปะการัง สามารถนับวงปีแต่ละปีได้ และสามารถกำหนดปีที่แน่นอนได้ การหาอายุ ด้วย วิธีเรดิโอเมตริกใช้คุณสมบัติของธาตุกัมมันตรังสีในตัวแทน ในวัสดุที่เก่ากว่า ธาตุกัมมันตรังสีจะสลายตัวไปมากกว่า และสัดส่วนของธาตุต่างๆ จะแตกต่างจากตัวแทนที่ใหม่กว่า ตัวอย่างหนึ่งของการหาอายุด้วยวิธีเรดิโอเมตริกคือการหาอายุด้วยคาร์บอนกัมมันตรังสีในอากาศรังสีคอสมิกจะเปลี่ยนไนโตรเจนให้เป็นไอโซโทปคาร์บอนกัมมันตรังสีเฉพาะคือ 14C อย่าง ต่อเนื่อง เมื่อพืชใช้คาร์บอนนี้ในการเจริญเติบโต ไอโซโทปนี้จะไม่ได้รับการเติมเต็มอีกต่อไปและเริ่มสลายตัว สัดส่วนของคาร์บอน 'ปกติ' และคาร์บอน-14 ให้ข้อมูลเกี่ยวกับระยะเวลาที่วัสดุพืชไม่ได้สัมผัสกับบรรยากาศ[ 18 ]

เหตุการณ์สภาพภูมิอากาศที่สำคัญในประวัติศาสตร์โลก

รายงาน ของ VOAเกี่ยวกับหลักฐานบ่งชี้การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศในซากดึกดำบรรพ์จากบ่อลาเบรีย

ความรู้เกี่ยวกับเหตุการณ์ทางสภาพภูมิอากาศที่แม่นยำจะลดลงเมื่อบันทึกย้อนหลังไป แต่เหตุการณ์ทางสภาพภูมิอากาศที่สำคัญบางอย่างเป็นที่ทราบกันดี:

ประวัติศาสตร์ของชั้นบรรยากาศ

− 4500 — 
–
—
–
− 4000 — 
–
—
–
− 3500 — 
–
—
–
− 3000 — 
–
—
–
− 2500 — 
–
—
–
− 2000 — 
–
—
–
− 1500 — 
–
—
–
− 1000 — 
–
—
–
− 500 — 
–
—
–
0 — 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
←
←
←
←
←
←
←
←
←
←
←
←

บรรยากาศยุคแรกสุด

บรรยากาศแรกเริ่มน่าจะประกอบด้วยก๊าซในเนบิวลาสุริยะโดยส่วนใหญ่เป็นไฮโดรเจนนอกจากนี้ น่าจะมีไฮไดรด์ อย่างง่าย เช่น ไฮไดรด์ที่พบในดาวยักษ์ก๊าซอย่างดาวพฤหัสบดีและดาวเสาร์โดยเฉพาะไอน้ำมีเทนและแอมโมเนียเมื่อเนบิวลาสุริยะสลายไป ก๊าซเหล่านั้นก็จะหลุดออกไป โดยส่วนหนึ่งถูกพัดพาไปโดยลมสุริยะ[ 19 ]

บรรยากาศที่สอง

บรรยากาศชั้นถัดไปซึ่งส่วนใหญ่ประกอบด้วยไนโตรเจนคาร์บอนไดออกไซด์และก๊าซเฉื่อย เกิดขึ้นจากการปล่อยก๊าซจากภูเขาไฟเสริมด้วยก๊าซที่เกิดขึ้นในช่วงที่โลกถูกดาวเคราะห์น้อยขนาดใหญ่พุ่งชนอย่างหนักในช่วงปลาย[ 19 ]ก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ส่วนใหญ่ถูกละลายในน้ำและก่อตัวเป็นตะกอนคาร์บอเนตในไม่ช้า

พบตะกอนที่เกี่ยวข้องกับน้ำซึ่งมีอายุย้อนไปถึง 3.8 พันล้านปีก่อน[ 20 ]เมื่อประมาณ 3.4 พันล้านปีก่อน ไนโตรเจนเป็นส่วนประกอบหลักของ "ชั้นบรรยากาศที่สอง" ที่เสถียรในขณะนั้น อิทธิพลของสิ่งมีชีวิตจะต้องถูกนำมาพิจารณาในช่วงต้นของประวัติศาสตร์ของชั้นบรรยากาศ เนื่องจากมีหลักฐานบ่งชี้ถึงสิ่งมีชีวิตยุคแรกเริ่มที่มีอายุย้อนไปถึง 3.5 ถึง 4.3 พันล้านปีก่อน[ 21 ]ข้อเท็จจริงที่ว่ามันไม่สอดคล้องกับความสว่างของดวงอาทิตย์ที่ต่ำกว่า 30% (เมื่อเทียบกับปัจจุบัน) ของดวงอาทิตย์ในยุคแรกเริ่มนั้น ได้รับการอธิบายว่าเป็น " ปรากฏการณ์ดวงอาทิตย์อายุน้อยที่จาง "

อย่างไรก็ตาม บันทึกทางธรณีวิทยาแสดงให้เห็นว่าพื้นผิวโลกมีอุณหภูมิค่อนข้างอบอุ่นอย่างต่อเนื่องตลอดช่วงอุณหภูมิ ยุคแรก เริ่มของโลก ยกเว้นช่วงยุคน้ำแข็งที่หนาวเย็นช่วงหนึ่งเมื่อประมาณ 2.4 พันล้านปีก่อน ในช่วงปลาย ยุค อาร์เคียนบรรยากาศที่มีออกซิเจนเริ่มพัฒนาขึ้น ซึ่งเห็นได้ชัดว่าเกิดจากไซยาโนแบคทีเรีย ที่สังเคราะห์แสงได้ (ดูเหตุการณ์การเพิ่มขึ้นของออกซิเจนครั้งใหญ่ ) ซึ่งพบเป็นฟอสซิลสโตรมาโตไลต์จากเมื่อ 2.7 พันล้านปีก่อน ไอโซโทปคาร์บอนพื้นฐานในยุคแรกเริ่ม ( สัดส่วน อัตราส่วนไอโซโทป ) สอดคล้องกับสิ่งที่พบในปัจจุบันเป็นอย่างมาก ซึ่งบ่งชี้ว่าลักษณะพื้นฐานของวัฏจักรคาร์บอนได้ถูกสร้างขึ้นตั้งแต่เมื่อ 4 พันล้านปีก่อน

บรรยากาศที่สาม

การจัดเรียงทวีปใหม่อย่างต่อเนื่องโดยธรณีแปรสัณฐานส่งผลต่อวิวัฒนาการระยะยาวของชั้นบรรยากาศโดยการถ่ายโอนคาร์บอนไดออกไซด์ไปและกลับจากแหล่งสะสมคาร์บอเนตขนาดใหญ่ของทวีป ออกซิเจนอิสระไม่มีอยู่ในชั้นบรรยากาศจนกระทั่งประมาณ 2.4 พันล้านปีก่อน ในช่วงเหตุการณ์ออกซิเจนครั้งใหญ่และการปรากฏตัวของมันบ่งชี้ได้จากการสิ้นสุดของการก่อตัวของเหล็กแถบจนถึงเวลานั้น ออกซิเจนใดๆ ที่ผลิตโดยการสังเคราะห์แสงจะถูกใช้ไปโดยการออกซิเดชันของวัสดุที่ลดลง โดยเฉพาะอย่างยิ่งเหล็ก โมเลกุลของออกซิเจนอิสระไม่ได้เริ่มสะสมในชั้นบรรยากาศจนกระทั่งอัตราการผลิตออกซิเจนเริ่มเกินปริมาณของวัสดุที่ลดลง จุดนั้นคือการเปลี่ยนจากชั้น บรรยากาศ ที่ลดลงไปเป็นชั้นบรรยากาศที่ออกซิไดแสดงความผันแปรที่สำคัญจนกระทั่งถึงสภาวะคงที่มากกว่า 15% ในช่วงปลายยุคพรีแคมเบรียน[ 22 ]ช่วงเวลาต่อมาคือ ยุค ฟาเนโรโซอิก ซึ่งเป็นช่วงเวลาที่สิ่งมี ชีวิตหลายเซลล์ที่หายใจด้วยออกซิเจนเริ่มปรากฏขึ้น

ปริมาณออกซิเจนในชั้นบรรยากาศผันผวนในช่วง 600 ล้านปีที่ผ่านมา โดยแตะระดับสูงสุดที่ 35% [ 23 ]ใน ช่วงยุค คาร์บอนิเฟอรัสซึ่งสูงกว่า 21% ในปัจจุบันอย่างมีนัยสำคัญ กระบวนการหลักสองอย่างที่ควบคุมการเปลี่ยนแปลงในชั้นบรรยากาศ ได้แก่ พืชใช้คาร์บอนไดออกไซด์จากชั้นบรรยากาศปล่อยออกซิเจนออกมา และการสลายตัวของไพไรต์และการระเบิดของภูเขาไฟปล่อยกำมะถันสู่ชั้นบรรยากาศ ซึ่งจะออกซิไดซ์และลดปริมาณออกซิเจนในชั้นบรรยากาศ อย่างไรก็ตาม การระเบิดของภูเขาไฟยังปล่อยคาร์บอนไดออกไซด์ออกมาด้วย ซึ่งพืชสามารถเปลี่ยนเป็นออกซิเจนได้ สาเหตุที่แท้จริงของการเปลี่ยนแปลงปริมาณออกซิเจนในชั้นบรรยากาศยังไม่เป็นที่ทราบแน่ชัด ช่วงเวลาที่มีออกซิเจนในชั้นบรรยากาศมากมักเกี่ยวข้องกับการเจริญเติบโตอย่างรวดเร็วของสัตว์ ปัจจุบันชั้นบรรยากาศมีออกซิเจน 21% ซึ่งสูงพอสำหรับการเจริญเติบโตอย่างรวดเร็วของสัตว์[ 24 ]

สภาพภูมิอากาศในช่วงยุคทางธรณีวิทยา

ลำดับเหตุการณ์ของการเกิดยุคน้ำแข็ง แสดงด้วยเส้นสีน้ำเงิน

ในปี 2020 นักวิทยาศาสตร์ได้เผยแพร่ บันทึกการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศของโลกอย่างต่อเนื่องและมีความแม่นยำสูง ในช่วง 66 ล้านปีที่ผ่านมา และระบุสภาพภูมิอากาศ 4 สถานะโดยแบ่งแยกด้วยช่วงเปลี่ยนผ่าน ซึ่งรวมถึงการเปลี่ยนแปลงระดับก๊าซเรือนกระจกและปริมาตรของแผ่นน้ำแข็งขั้วโลก พวกเขาได้บูรณาการข้อมูลจากแหล่งต่างๆ สภาพภูมิอากาศที่อบอุ่นที่สุดนับตั้งแต่ยุคการสูญพันธุ์ของไดโนเสาร์ คือ "เรือนกระจก" ซึ่งคงอยู่ตั้งแต่ 56 ล้านปีก่อนถึง 47 ล้านปีก่อน และมี อุณหภูมิสูงกว่าอุณหภูมิเฉลี่ยในปัจจุบันประมาณ 14 องศาเซลเซียส[ 25 ] [ 26 ]

สภาพภูมิอากาศในยุคพรีแคมเบรียน

ยุคพรีแคมเบรียนเกิดขึ้นระหว่างช่วงเวลาที่โลกก่อตัวขึ้นครั้งแรกเมื่อ 4.6 พันล้านปีก่อน ( Ga ) และ 542 ล้านปีก่อน ยุคพรีแคมเบรียนสามารถแบ่งออกเป็นสองยุค คือ ยุคอาร์เคียนและยุคโปรเทโรโซอิก ซึ่งสามารถแบ่งย่อยออกเป็นยุคย่อยได้อีก[ 27 ]การสร้างสภาพภูมิอากาศในยุคพรีแคมเบรียนขึ้นใหม่เป็นเรื่องยากด้วยเหตุผลหลายประการ รวมถึงจำนวนตัวบ่งชี้ที่เชื่อถือได้น้อย และโดยทั่วไปแล้วบันทึกฟอสซิลที่ไม่ได้รับการอนุรักษ์ไว้อย่างดีหรือครอบคลุม (โดยเฉพาะเมื่อเทียบกับยุคฟาเนโรโซอิก) [ 27 ] [ 28 ]แม้จะมีปัญหาเหล่านี้ แต่ก็มีหลักฐานสำหรับเหตุการณ์สภาพภูมิอากาศที่สำคัญหลายเหตุการณ์ตลอดประวัติศาสตร์ของยุคพรีแคมเบรียน: เหตุการณ์ออกซิเจนครั้งใหญ่ซึ่งเริ่มต้นเมื่อประมาณ 2.3 Ga ปีก่อน (จุดเริ่มต้นของยุคโปรเทโรโซอิก) ได้รับการบ่งชี้โดยตัวบ่งชี้ทางชีวภาพที่แสดงให้เห็นถึงการปรากฏตัวของสิ่งมีชีวิตที่สังเคราะห์แสงได้ เนื่องจากระดับออกซิเจนในชั้นบรรยากาศสูงจาก GOE CH4จึงลดลงอย่างรวดเร็ว ทำให้ชั้นบรรยากาศเย็นลงจนเกิดยุคน้ำแข็งฮูโรเนียน ประมาณ 1 พันล้านปีหลังจากยุคน้ำแข็ง (2–0.8 พันล้านปีก่อน) โลกน่าจะมีอุณหภูมิที่อบอุ่นขึ้น ซึ่งบ่งชี้ได้จากไมโครฟอสซิลของยูคาริโอตที่สังเคราะห์แสงได้ และระดับออกซิเจนอยู่ระหว่าง 5 ถึง 18% ของระดับออกซิเจนในปัจจุบันของโลก ในช่วงปลายยุคโปรเทโรโซอิก มีหลักฐานของการเกิดยุคน้ำแข็งทั่วโลกที่มีความรุนแรงแตกต่างกันไป ทำให้เกิด ' โลกน้ำแข็ง ' [ 27 ]แนวคิดโลกน้ำแข็งได้รับการสนับสนุนจากตัวบ่งชี้ต่างๆ เช่น ตะกอนธารน้ำแข็ง การกัดเซาะทวีปอย่างมีนัยสำคัญที่เรียกว่าGreat Unconformityและหินตะกอนที่เรียกว่า cap carbonates ที่ก่อตัวขึ้นหลังจากการละลายของธารน้ำแข็ง[ 29 ]

ภูมิอากาศยุคฟาเนโรโซอิก

การเปลี่ยนแปลงของ อัตราส่วน ออกซิเจน-18ในช่วง 500 ล้านปีที่ผ่านมา บ่งชี้ถึงการเปลี่ยนแปลงของสิ่งแวดล้อม

ปัจจัยหลักที่ขับเคลื่อนยุคก่อนอุตสาหกรรม ได้แก่ การเปลี่ยนแปลงของดวงอาทิตย์ เถ้าภูเขาไฟและการพ่นควัน การเคลื่อนที่สัมพัทธ์ของโลกเข้าหาดวงอาทิตย์ และผลกระทบที่เกิดจากการเคลื่อนตัวของแผ่นเปลือกโลก เช่น กระแสน้ำในทะเลที่สำคัญ ลุ่มน้ำ และการแกว่งตัวของมหาสมุทร ในช่วงต้นยุคฟาเนโรโซอิก ความเข้มข้นของคาร์บอนไดออกไซด์ในบรรยากาศที่เพิ่มขึ้นมีความเชื่อมโยงกับการขับเคลื่อนหรือการขยายอุณหภูมิโลกที่เพิ่มขึ้น[ 30 ] Royer et al. 2004 [ 31 ]พบความไวต่อสภาพภูมิอากาศสำหรับช่วงที่เหลือของยุคฟาเนโรโซอิก ซึ่งคำนวณได้ว่าคล้ายกับช่วงค่าในปัจจุบัน

ความแตกต่างของอุณหภูมิเฉลี่ยทั่วโลกระหว่างโลกที่ปกคลุมด้วยธารน้ำแข็งอย่างสมบูรณ์กับโลกที่ปราศจากน้ำแข็งนั้นคาดการณ์ไว้ที่ 10  °C แม้ว่าจะสังเกตเห็นการเปลี่ยนแปลงที่ใหญ่กว่ามากในละติจูดสูงและการเปลี่ยนแปลงที่เล็กกว่าในละติจูดต่ำ ก็ตาม [ 32 ]ข้อกำหนดประการหนึ่งสำหรับการพัฒนาแผ่นน้ำแข็งขนาดใหญ่ดูเหมือนจะเป็นการจัดเรียงมวลแผ่นดินทวีปที่ขั้วโลกหรือใกล้ขั้วโลก การจัดเรียงทวีปใหม่อย่างต่อเนื่องโดยธรณีแปรสัณฐานยังสามารถกำหนดวิวัฒนาการของสภาพภูมิอากาศในระยะยาวได้ อย่างไรก็ตาม การมีอยู่หรือไม่มีอยู่ของมวลแผ่นดินที่ขั้วโลกนั้นไม่เพียงพอที่จะรับประกันการเกิดธารน้ำแข็งหรือกีดกันการเกิดแผ่นน้ำแข็งขั้วโลก มีหลักฐานของช่วงเวลาที่อบอุ่นในอดีตในสภาพภูมิอากาศของโลกเมื่อมวลแผ่นดินขั้วโลกที่คล้ายกับแอนตาร์กติกาเป็นที่ตั้งของป่าผลัดใบแทนที่จะเป็นแผ่นน้ำแข็ง

อุณหภูมิต่ำสุดในท้องถิ่นที่ค่อนข้างอบอุ่นระหว่างยุคจูราสสิกและยุคครีเทเชียสเกิดขึ้นพร้อมกับการเพิ่มขึ้นของการมุดตัวและการเกิดภูเขาไฟบริเวณสันกลางมหาสมุทร[ 33 ]เนื่องจากการแตกตัวของมหาทวีปแพนเจีย

นอกเหนือจากการวิวัฒนาการระยะยาวระหว่างสภาพอากาศร้อนและเย็นแล้ว ยังมีการผันผวนระยะสั้นของสภาพภูมิอากาศที่คล้ายคลึงกัน และบางครั้งรุนแรงกว่าสภาวะยุคน้ำแข็งและยุคระหว่างน้ำแข็งที่เปลี่ยนแปลงไปในยุคน้ำแข็ง ปัจจุบัน การผันผวนที่รุนแรงที่สุดบางส่วน เช่นอุณหภูมิสูงสุดในยุคพาลีโอซีน-อีโอซีนอาจเกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศอย่างรวดเร็วเนื่องจากการยุบตัวอย่างฉับพลันของ แหล่งกักเก็บ มีเทนแคลทเรต ตามธรรมชาติ ในมหาสมุทร[ 34 ]

เหตุการณ์การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศอย่างรุนแรงเพียงครั้งเดียวที่เกิดขึ้นหลังจากการชนของอุกกาบาตถูกเสนอให้เป็นสาเหตุของเหตุการณ์การสูญพันธุ์ครั้งใหญ่ในยุคครีเทเชียส-พาลีโอจีน เหตุการณ์การสูญ พันธุ์ครั้งสำคัญอื่นๆ ได้แก่ การสูญพันธุ์ ในยุคเพอร์เมียน-ไทรแอสสิกและยุคออร์โดวิเชียน-ไซลูเรียนซึ่งมีสาเหตุต่างๆ กันที่ถูกเสนอไว้

ภูมิอากาศยุคควอเทอร์นารี

ข้อมูลแกนน้ำแข็งในช่วง 800,000 ปีที่ผ่านมา (ค่าแกน x แสดงถึง "อายุก่อนปี 1950" ดังนั้นวันที่ปัจจุบันจึงอยู่ทางด้านซ้ายของกราฟ และช่วงเวลาที่เก่ากว่านั้นอยู่ทางด้านขวา) เส้นโค้งสีน้ำเงินคืออุณหภูมิ[ 35 ] เส้นโค้งสีแดงคือ ความเข้มข้นของ CO ในบรรยากาศ[ 36 ]และเส้นโค้งสีน้ำตาลคือการไหลของฝุ่น[ 37 ] [ 38 ]โปรดทราบว่าความยาวของวัฏจักรยุคน้ำแข็ง-ยุคระหว่างน้ำแข็งโดยเฉลี่ยอยู่ที่ประมาณ 100,000 ปี
การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในยุคโฮโลซีน

ยุคธรณีวิทยา ควอเท อร์นารีครอบคลุมสภาพภูมิอากาศปัจจุบัน มีวัฏจักรของยุคน้ำแข็ง เกิดขึ้น ในช่วง 2.2–2.1 ล้านปีที่ผ่านมา (เริ่มต้นก่อนยุคควอเทอร์นารีในปลาย ยุค นีโอจีน )

โปรดสังเกตในกราฟทางด้านขวาถึงความถี่ที่ชัดเจนของวัฏจักรที่ 120,000 ปี และความไม่สมมาตรที่โดดเด่นของเส้นโค้ง เชื่อกันว่าความไม่สมมาตรนี้เป็นผลมาจากปฏิสัมพันธ์ที่ซับซ้อนของกลไกป้อนกลับ มีการสังเกตว่ายุคน้ำแข็งทวีความรุนแรงขึ้นทีละขั้น แต่การกลับคืนสู่สภาวะระหว่างยุคน้ำแข็งเกิดขึ้นอย่างฉับพลันในคราวเดียว

กราฟทางด้านซ้ายแสดงการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในช่วง 12,000 ปีที่ผ่านมา โดยรวบรวมข้อมูลจากแหล่งข้อมูลต่างๆ เส้นโค้งสีดำหนาคือค่าเฉลี่ย

ปัจจัยกระตุ้นจากสภาพภูมิอากาศ

แรงผลักดันทางภูมิอากาศคือความแตกต่างระหว่างพลังงานรังสี ( แสงแดด ) ที่โลกได้รับและคลื่นยาวที่แผ่กลับสู่ห้วงอวกาศแรงผลักดันทางรังสี ดังกล่าว จะถูกวัดปริมาณโดยอิงจาก ปริมาณ CO2ในชั้นโทรโปสเฟียร์ในหน่วยวัตต์ต่อตารางเมตรของพื้นผิวโลก[ 39 ]ขึ้นอยู่กับสมดุลรังสีของพลังงานขาเข้าและขาออก โลกจะร้อนขึ้นหรือเย็นลง สมดุลรังสีของโลกเกิดจากการเปลี่ยนแปลงของการแผ่รังสี จากดวงอาทิตย์ และความเข้มข้นของก๊าซเรือนกระจกและละอองลอยการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศอาจเกิดจากกระบวนการภายในในทรงกลมของโลกและ/หรือแรงผลักดันภายนอก[ 40 ]

ตัวอย่างหนึ่งของวิธีการประยุกต์ใช้ในการศึกษาภูมิอากาศวิทยาคือการวิเคราะห์ว่าความเข้มข้นของ CO2 ที่เปลี่ยนแปลงไปส่งผลต่อสภาพภูมิอากาศโดยรวมอย่างไรใช้วิธีตัวแทนต่างๆ เพื่อประมาณความเข้มข้นของก๊าซเรือนกระจกในอดีตและเปรียบเทียบกับความเข้มข้นในปัจจุบัน นักวิจัยจึงสามารถประเมินบทบาทของก๊าซเหล่านี้ในการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศตลอดประวัติศาสตร์ของโลกได้[ 41 ]

กระบวนการภายในและแรงผลักดัน

ระบบภูมิอากาศของโลกเกี่ยวข้องกับชั้นบรรยากาศชีวภาคธารน้ำแข็ง อุทกภาคและธรณีภาค [ 42 ] และผลรวมของกระบวนการเหล่านี้จากชั้นต่างๆ ของโลกเป็นสิ่งที่ส่งผลต่อสภาพภูมิอากาศ ก๊าซเรือนกระจกทำหน้าที่เป็นแรงกระตุ้นภายในของระบบภูมิอากาศ ความสนใจเป็นพิเศษในวิทยาศาสตร์ภูมิอากาศและบรรพภูมิอากาศวิทยาเน้นไปที่การศึกษาความไวของภูมิอากาศโลกในการตอบสนองต่อผลรวมของแรงกระตุ้น การวิเคราะห์ผลรวมของแรงกระตุ้นเหล่านี้ช่วยให้นักวิทยาศาสตร์สามารถทำการประมาณการที่สรุปได้ในวงกว้างเกี่ยวกับระบบภูมิอากาศของโลก การประมาณการเหล่านี้รวมถึงหลักฐานสำหรับระบบต่างๆ เช่น ความแปรปรวนของภูมิอากาศในระยะยาว (ความเยื้องศูนย์ ความเอียง การหมุนรอบแกนโลก) กลไกป้อนกลับ (ผลกระทบของน้ำแข็ง-อัลเบโด) และอิทธิพลของมนุษย์[ 43 ]

ตัวอย่าง:

แรงภายนอก

  • วัฏจักรMilankovitchเป็นตัวกำหนดระยะทางและตำแหน่งของโลกจากดวงอาทิตย์ ปริมาณรังสีจากดวงอาทิตย์ที่โลกได้รับเรียกว่า การแผ่รังสีจากดวงอาทิตย์ (solar insolation)
  • การปะทุของภูเขาไฟถือเป็นแรงภายนอก[ 44 ]
  • การเปลี่ยนแปลงองค์ประกอบของบรรยากาศหรือการใช้ที่ดินที่เกิดจากมนุษย์[ 44 ]
  • กิจกรรมของมนุษย์ก่อให้เกิดการปล่อยก๊าซเรือนกระจกที่เกิดจากกิจกรรมของมนุษย์ ซึ่งนำไปสู่ภาวะโลกร้อนและการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศที่เกี่ยวข้อง
  • ดาวเคราะห์น้อยขนาดใหญ่ที่มีผลกระทบต่อสภาพภูมิอากาศของโลกอย่างรุนแรงถือเป็นแรงภายนอก[ 45 ]

กลไก

ในระยะเวลาหลายล้านปี การยกตัวของเทือกเขาและกระบวนการผุพัง ของหินและดินที่ตามมา รวมถึง การมุดตัวของแผ่นเปลือกโลกเป็นส่วนสำคัญของวัฏจักรคาร์บอน [ 46 ] [ 47 ] [ 48 ] การผุพังจะกักเก็บCO โดยปฏิกิริยาของแร่ธาตุกับสารเคมี (โดยเฉพาะ การผุพัง ของซิลิเกตกับCO ) และด้วยเหตุนี้จึงกำจัดCO ออก จากชั้นบรรยากาศและลดแรงผลักดันการแผ่รังสี ผลตรงกันข้ามคือการเกิดภูเขาไฟซึ่งเป็นสาเหตุของปรากฏการณ์เรือนกระจก ตามธรรมชาติ โดยการปล่อยCO สู่ชั้นบรรยากาศ จึงส่งผลกระทบต่อวัฏจักร การเกิด ธารน้ำแข็ง (ยุคน้ำแข็ง) จิม แฮนเซนแนะนำว่ามนุษย์ปล่อยCO เร็วกว่ากระบวนการทางธรรมชาติในอดีตถึง 10,000 เท่า[ 49 ]

พลวัตของ แผ่นน้ำแข็งและตำแหน่งของทวีป (และการเปลี่ยนแปลงของพืชพรรณที่เชื่อมโยงกัน) เป็นปัจจัยสำคัญในการวิวัฒนาการระยะยาวของสภาพภูมิอากาศของโลก[ 50 ]นอกจากนี้ยังมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดระหว่างCO และอุณหภูมิ โดยที่CO มีบทบาทสำคัญในการควบคุมอุณหภูมิโลกในประวัติศาสตร์ของโลก[ 51 ]

ดูเพิ่มเติม

  • NOAA Paleoclimatology
  • ประวัติศาสตร์โดยย่อของสภาพภูมิอากาศ
ดึงข้อมูลมาจาก " https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Paleoclimatology&oldid=1360715921 "

สรุปเนื้อหา

ข้อมูลสำคัญจากบทความ

ข้อมูลสำคัญเกี่ยวกับ ภูมิอากาศวิทยาโบราณ

ภูมิอากาศวิทยา โบราณ ( สะกดแบบอังกฤษว่าpalaeoclimatology ) คือการศึกษาทางวิทยาศาสตร์ เกี่ยวกับสภาพ

ประวัติศาสตร์

แนวคิดเรื่องการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศน่าจะพัฒนาขึ้นใน อียิปต์โบราณ เม โส โปเตเมีย หุบเขา อินดัส และ จีน ซึ่งเคยประสบกับช่วงเวลาแห้งแล้งและน้ำท่วมเป็นเวลานาน [ 4 ] ในศตวรรษที่ 17 โร เบิร์ต ฮุค ตั้งสมมติฐานว่าฟอสซิลเต่ายักษ์ที่พบใน ดอร์เซ็ต...

การฟื้นฟูสภาพภูมิอากาศโบราณ

นักภูมิอากาศวิทยาโบราณใช้วิธีการที่หลากหลายในการอนุมานสภาพภูมิอากาศในอดีต เทคนิคที่ใช้จะขึ้นอยู่กับตัวแปรที่ต้องสร้างขึ้นใหม่ (อาจเป็น อุณหภูมิ ปริมาณ น้ำฝน หรืออย่างอื่น) และระยะเวลาที่สภาพภูมิอากาศที่สนใจเกิดขึ้นเมื่อนานมาแล้ว ตัวอย่างเช่น บันทึกทางทะเลลึก...

ตัวชี้วัดสภาพภูมิอากาศ

วิธีการวัดเชิงปริมาณโดยตรงเป็นแนวทางที่ตรงที่สุดในการทำความเข้าใจการเปลี่ยนแปลงของสภาพภูมิอากาศ การเปรียบเทียบข้อมูลล่าสุดกับข้อมูลเก่าช่วยให้นักวิจัยมีความเข้าใจพื้นฐานเกี่ยวกับการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศและภูมิอากาศในพื้นที่ อย่างไรก็ตาม วิธีนี้มีข้อเสียคือ...