Arhivele climatice. Datarea și interpretarea. [308938]

Climatologii folosesc o gamă largă de tehnici pentru a extrage, reconstrui, și interpreta istoria evoluției climei Pământului. O mare parte din acest istoric este înregistrat în patru arhive: sedimente, gheață, corali, și copaci. În acest capitol vom examina mai întâi fiecare dintre aceste arhive climatice majore. Apoi, [anonimizat] a [anonimizat].

Interpretarea datelor climatice este ajutată prin utilizarea unor modele climatice pentru a [anonimizat]. În acest capitol vom descrie modele fizice care simulează circulația atmosferei Pământului și oceanul și apoi vom examina conceptul din spatele modelelor folosite pentru a urmări mișcările de masă ale trasoarelor chimice prin intermediul sistemului climatic.

Arhivele climatice. Datarea și interpretarea.

[anonimizat]. Pentru durata imensă a [anonimizat], gheața, coralii, și copacii sunt principalele arhive climatice.

2-1 Tipuri de arhive

Deși schimbările climatice relativ recente pot fi studiate într-o [anonimizat] – [anonimizat] a Pământului pentru peste 99% din timpul geologic.

[anonimizat] (granule) și forme chimice (dizolvate). [anonimizat]. [anonimizat], urmat de unul sau mai multe cicluri de eroziune și redepunerea suplimentară. [anonimizat]. Acțiunea permanentă a [anonimizat], scade probabilitatea ca înregistrările sedimentare mai vechi vor fi conservate cu trecerea timpului.

Pentru intervale înainte de ultimii 170 [anonimizat]. [anonimizat] o lungă perioadă de timp în regiunile indicate în Figura 2-1: bazinele continentale care conțin lacuri; [anonimizat]; [anonimizat]-a lungul platourilor continentale (coastele submerse de mică adâncime în lungul continentelor) și pante mai abrupte continentale care coboară adânc în ocean.

Sedimentele sunt arhive climatice utile în măsura în care depunerea lor este continuă. Perturbațiilor majore provin de la acțiunea valurilor care ajunge la câțiva metri sub nivelul mării și de furtuni mari ocazionale care ajung până la zeci de metri adâncime pe verticală sub formă de coloană de apă și să erodeze straturile depuse anterior. [anonimizat]te de cutremure și tsunami.

Pe termen lung, eroziunea datorată de schimbarea nivelului mării, este un factor major care poate întrerupe depunerea sedimentelor. În timp, marea se mișcă în sus și în jos de-a lungul marginilor continentale pe verticală pe o adâncime de aproximativ 200 de metri. Sedimentele pot fi depuse pe marginile superioare când nivelul mării este mare, dar aceste depozite sunt adesea erodate de valuri și furtuni și transportate la mare adâncime, când nivelul mării ulterior scade.

Toți acești factori determină în cele din urmă tipurile de înregistrări climatice păstrate în arhivele de sedimente (vezi Figura 2-1). Sedimentele depuse pe platourile continentale când nivelul mării este în formă de lentilă înaltă, separată prin suprafețe distincte acolo unde a avut loc eroziune. Depunerea este adesea continuă în aceste secvențe, cu cele mai mari rate în regiunile în care râurile livrează sedimentele. Sedimentele depuse în mările interioare de pe continente în perioadele cand oceanul inundă regiunile joase formează secvențe continue care acoperă suprafețe mari.

Sedimentele depuse în lacurile din bazinele continentale sunt conforme cu cadrul structural al depresiunii din roca de bază. Depunerea tinde să fie mai continuă în zonele mai adânci ale lacurilor. Sedimentele din lac care umplu depresiunile lăsate de topirea ghețarilor sunt arhive deosebit de importante din punct de vedere climatic pentru ultimii 20.000 de ani (Figura 2-2).

Gheața și vântul sunt, de asemenea, agenți puternici de eroziune a sedimentelor și de transportul acestora în unele regiuni. Calotele de gheață care ating dimensiunea maximă și apoi încep să se retragă lasă în urmă creste curbate lungi numite morene. Morenele conțin un amestec de resturi nesortate transportate de gheață, variind de la bolovani mari la lut foarte fin. Atunci când o calotă glaciară reavansează peste morenele depuse anterior, erodează resturile anterioare și le încorporează în depozite mai noi. Acest tip de înregistrări dezvăluie un istoric climatic și este ca încercarea de a descifra episoade repetate de scriere, care au fost șterse în mare parte pe o tablă. În schimb, resturile grosiere transportate în ocean și care au căzut prin topirea aisbergurilor în sedimentele subiacente pot supraviețui într-un mediu mai protejat.

Vânturile puternice erodează rocile și formează particule de sedimente fine în regiunile cu climat uscat. Vânturile formează dune de nisip care migrează încet peste zonele de deșert, dar reașezarea continuă a particulelor de nisip complică eforturile de a folosi dunele ca arhive climatice. Vânturile, de asemenea, ridica, particule de dimensiuni mai mici de aluviuni, ridicându-le pe verticală în aer și le transportă departe de sursele lor inițiale. În regiunile în care vânturile sunt slabe, nămolul este depozitat în straturi numite loess. Depozitele de loess sunt excelente arhive climatice pentru ultimii 3 milioane de ani, în special în China (Figura 2-3). Sedimentele fine transportate de pe continente de vânturi și depuse în depozitele sedimentare oceanice sunt de asemenea, indicatori utili ai climei.

Pentru perioada geologică mai mică de 100 de milioane de ani, oamenii de știință climatologi au acces la o arhivă suplimentară a schimbărilor climatice: sedimentele conservate în bazinele oceanice. Sedimentele de adâncime care acoperă ultimele milioane de ani, acoperă aproape două treimi din suprafața Pământului (Figura 2-4a). Sedimente mai vechi și mai adânc îngropate au fost recuperate prin metoda Rezoluției JOIDES, folosind o navă capabilă să foreze și să recupereze secvențele de sedimente groase de câțiva kilometri (Figura 2-4B-D).

Deoarece în adânc oceanul este în general un loc liniștit cu depuneri relativ continui, randamentul înregistrărilor climatice sunt de o calitate mai mare decât cele mai multe înregistrări de pe continent, unde apa, gheața și vânt erodează în mod activ depozitele. Unele sedimente marine de adâncime sunt supuse unor perturbații, cum ar fi dezlipirea de pe pantele abrupte, eroziunea fizică și reprelucrare de către curenții de pe fundul mării și dizolvarea chimică de către apa corozivă în bazinele mai adânci. În ciuda acestor probleme, multe bazine oceanice au fost site-uri de depunere continuă a sedimentelor pentru zeci de milioane de ani. Depunerile de sedimente sunt de obicei mult mai lente în ocean decât pe uscat, dar ratele sunt mai mari în regiunile care primesc afluxuri de sedimente erodate din apropierea continentelor, în sedimentele de sub apele de suprafață, precum și în regiunile de mare deasupra apelor de fund corozive din adâncul oceanului.

Gheața glaciară la temperaturi foarte reci de la latitudini mari și altitudini mari, depunerile anuale de zăpadă se pot aduna secvențial în straturi continue de gheață care variază în grosimi de gheață mici pe munții cu altitudini joase până la zeci și sute de metri grosime a straturilor de gheață ajungând în unele zone pe continente la grosimi de kilometri(Figura 2-5). Arhivele glaciologice conțin mai multe tipuri de informații climatice, deși sunt limitate geografic la puținele regiuni în care există gheață (Figura 2-6).

Gheața recuperată din stratul înghețat din Antarctica, datează din perioade de mai mult de 700.000 de ani și gheața din Groenlanda conține date de mai bine de 120.000 de ani. Viitoarele foraje în gheață ridică probabilitea de a extinde aceste înregistrări, chiar mai mult în timp. În contrast, cei mai mulți ghețari mici, care există în văile montane (chiar și la tropice) dețin înregistrări despre schimbările climatice doar pentru ultimii 10.000 de ani sau mai puțin. Ratele de depunere variază de la câțiva centimetri pe an, în cele mai reci și mai uscate zone până la grosimi de metri pe an, în regiunile mai puțin reci și umede.

Alte arhive climatice în zonele cu precipitații suficiente, în amestec cu apele subterane, dizolvă și redepozitează solul și rocile calcaroase (calcitul sau CaCO3) în peșteri. Aceste depozite conțin înregistrări ale climei peste intervale care pot extinde timpul înapoi câteva sute de mii de ani. Copacii sunt arhive de variabilitate climatică pentru intervalul ultimelor câteva zeci, sute, sau (în cazuri excepționale) mii de ani. Straturile exterioare moi de la multe tipuri de arbori sunt depozitate în straturi cu grosimi milimetrice care se transformă în lemn de esență tare. Aceste straturi anuale sunt cel mai bine dezvoltate în regiunile latitudine medie și de înaltă latitudine care experimentează mari schimbări climatice sezoniere (a se vedea figura 2-6).

În apele limpezi însorite de la latitudini tropicale și subtropicale, corali formează anual benzi de CaCO3 care dețin mai multe tipuri de informații geochimice despre climă (a se vedea figura 2-6). Coralii individual pot trăi pentru perioade de timp de ani până la zeci sau sute de ani.

În ultimii o mie de ani, oamenii au păstrat arhivele istorice ale fenomenelor legate de climă. Exemplele includ timpul de înflorire a cireșilor în Japonia, succesul sau eșecul recoltele de struguri și cereale în Europa și numărul de zile extinse cu gheață în regiunile marine, cum ar fi Islanda și Hudson Bay în Canada. Aceste înregistrări preced (și în majoritatea cazurilor suplimentar) înregistrările instrumentale ale ultimelor 100 până la 200 de ani. Primele termometre pentru măsurătorile climatice au apărut în secolul al XVIII-lea, dar ingeniozitatea umană a creat instrumente acum pentru măsurători climatice de la distanță sau din spațiu (Figura 2-7).

2-2 Datarea înregistrărilor climatice

Înregistrările climatice din arhivele sedimentare mai vechi sunt datate printr-un proces care decurge în două etape. În primul etapă, oamenii de știință folosesc tehnica datării radiometrice pentru a măsura dezintegrarea izotopilor radioactivi în roci. (Izotopi sunt forme de elemente chimic care au același număr atomic, dar diferă în masă.) Datele sunt obținute pe roci magmatice cristaline dure care odată ce au fost topite și apoi răcite capătă o formă solidă. În a doua etapă, datele obținute din rocile magmatice oferă informații asupra vârstelor rocilor sedimentare care apar în straturi între rocile magmatice și formează principalele arhive ale istoriei climatice timpurii a Pământului.

Datarea și corelarea radiometrică se bazează pe descompunerea radioactivă a unui izotop părinte la un izotop fiică. Părintele este un izotop radioactiv instabil al unui element și descompunerea radioactivă se transformă în izotop stabil al unui alt element (fiica). Această descompunere are loc la o rată cunoscută, cu o descompunere constantă, care este o măsură a probabilității unei transformări părinte – fiică pe cantitatea de bază prezentă pe unitatea de timp. Această rată de descompunere formează un ceas cu care putem măsura vechimea.

Un astfel de eveniment este necesar pentru a începe ca acest ceas să ticăie. Roca eruptivă, care este cel mai frecvent utilizată pentru datare este bazaltul, deoarece se răcește rapid și provine din revărsările de lavă topită. Evenimentul care face să înceapă să ticăie ceasul este răcirea acestui material, până la punctul în care nici părintele nici izotopul fiica nu poate migra în interiorul sau în afara masei topite. În acest moment, roca formează un sistem închis, una în care singurele modificări apărute sunt cauzate de dezintegrarea radioactivă internă.

In cel mai simplu exemplu de sistem închis, dezintegrarea unui părinte la o fiică produce modificările prezentate în Figura 2-8: părintele se dezintegrează exponențial, în timp ce fiica arată o creștere exponențială exact opusă (se compensează). Timpul de înjumătățire este o măsură convenabilă a ratei la care are loc acest proces: un timp de înjumătățire este timpul necesar pentru o jumătate părinte a e dezintegra către fiică. Prima jumătate de viață reduce la jumătate părintele din abundența sa inițială, cea de a doua se reduce la jumătate din această jumătate (un sfert), și așa mai departe. Observați similitudinea dezintegrării radioactive la conceptul de timp de răspuns de la capitolul 1.

Deoarece părinții radioactivi au un interval de timp mare de înjumătățire, fiecare dintre ei estemai util într-o altă parte a istoricului Pământului (Tabelul 2-1). Izotopii radioactivi rămân utili pentru cel puțin cinci sau șase jumătăți de viață în funcție de timpul de înjumătățire, dar după acest punct părintele devine prea mic pentru o datare precisă. Timpul lung de înjumătățire a seriilor de uraniu (U) pentru a ajunge la (Pb) este util pentru roci, care sunt aproape la fel de vechi ca și Pământul în sine. Dezintegrarea izotopilor de potasiu (K) la argon (Ar) este utilizat pe scară largă pentru datarea în mare parte a istoriei Pământului.

Câțiva factori pot complica datarea radiometrica. Spre deosebire de cazul simplu prezentat în figura 2 -8, abundența inițială a izotopului fiica este rareori zero: de obicei, o anumită valoare a fost deja prezentă în roca eruptiva când timpul de dezintegrare a fost stabilit. Alte probleme apar atunci când sistemul nu rămâne complet închis la migrarea izotopilor părinte sau fiică.

Dacă ambele roci vulcanice și sedimentare sunt prezente într-o anumită regiune, rocile magmatice pot fi folosite pentru a restrânge vârstele secvențelor sedimentare. Vârsta fiecărui strat de sedimente poate fi obținut din rocile magmatice din apropiere bazat pe care este mai în vârstă sau mai tânăr decât celălalt. De exemplu, un strat de rocă eruptivă, care se întinde pe partea superioară a unui strat de sedimente trebuie să scadă timpul datat de când sedimentul a fost depozitat și deci asigură o vârstă minimă pentru acel strat de sedimente.

În practică, se întâmplă foarte rar să găsești destul de multe roci magmatice în același loc pentru o astfel de datare. În schimb, secvențele de sedimente sunt datate prin combinație și corelarea folosind fosile sau alte caracteristici din sedimentele studiate. Metoda fosilă se bazează pe faptul că o secvență unică și nerepetată a organismelor a apărut și au dispărut în întreaga istorie a Pământului și au lăsat rămășițe fosilizate. Cele mai utile fosile sunt cele care au cea mai mică durată de viață, dar din punct de vedere geografic este cea mai răspândită. În cazul în care scurta existenta acestor specii pot fi datate precis în sedimente, în cel puțin câteva zone folosind rocile magmatice din apropiere, vârstele care sunt obținute pot fi transferate la sedimente și în alte regiuni care contin același tip de fosile cu durată mică de viață, dar nu au datarea radiometrică. Alte caracteristici fizice sau chimice care prezintă distinct modele (cum ar fi straturi de cenușă) pot fi utilizate într-un mod similar.

Radiocarbon. În înregistrarea perioadei geologice timpurii este folosită o metodă diferită, datarea radiocarbon, care este utilizată pe scară largă pentru sedimentele prezente în lac și alte tipuri de arhive purtătoare de carbon. Neutronii care se revarsă în mod constant în atmosfera Pământului din spațiu convertesc 14N (azot gazos) la 14C (un izotop instabil de carbon). Vegetale și animale ca formă de viață pe Pământ folosesc carbonul din atmosferă pentru a construi ambele forme cochilii lor tari și țesuturile moi și o mică parte din carbon utilizat este 14C radioactiv. Moartea plantei sau a animalului oprește schimbul de carbon cu atmosfera și începe timpul de dezintegrare. 14C părinte se dezintegrează la 14N fiică, un gaz care trece în atmosferă. Cantitatea de 14C care a fost pierdută când un eșantion este analizat este măsurată prin examinarea unui izotop stabil de carbon (C2), care nu a fost îndepărtat prin dezintegrare radioactivă. Deoarece jumătate din cantitatea inițială de 14C se pierde prin dezintegrare radioactivă la fiecare 5780 de ani, datarea radiocarbon este cel mai util de folosit la 5-6 perioade de înjumătățire (înapoi cu aproximativ 30.000 de ani), dar, în unele cazuri, poate fi aplicat în ultimii 50.000 de ani sau mai mult (vezi Tabelul 2-1).

O altă tehnică se bazează pe seria de dezintegrare folosind același element uraniu (U), utilizate pentru datarea rocilor magmatice (vezi Tabelul 2 – 1), dar folosit într-un mod diferit pentru datarea coralilor. Corali din ocean încorporează o cantitate mică de 234U și 238U (dar nu 230Th) din apa de mare în cochilia sa (ea înlocuind calciul). Când coralii mor, părintele (238U) se dezintegrează lent și produce 230Th în scheletul de coral. În acest caz, produsul fiica (230Th) nu este stabil, dar se dezintegrează radioactiv cu un timp de înjumătățire de 75.000 de ani. Treptat valoarea prezentă a 230Th în corali ajunge la un nivel care să reflecte un echilibru între dezintegrarea lentă a părintelui U și pierderea mai rapidă a fiicei 230Th. Timpul oferit de raportul Th / U este util pentru datarea în ultimele câteva sute de mii de ani. Această tehnică este, de asemenea, utilizată pentru datarea depozitelor de stalactite și stalagmite din peșteri.

Numărarea straturilor anuale.

Unele arhive climatice conțin straturi anuale care pot fi folosite în prezent ca arhive prin simpla numărare înapoi în timp de la an la an, începând din prezent. Aceste straturi anuale formează din cauza schimbărilor sezoniere, acumularea de materiale distincte.

Formele cele mai vizibile ale stratificării anuale în gheață (ghețarilor de munte și fâșiilor de gheață) sunt alternanțe între straturile mai închise care conțin praful suflat de pe regiunile sursă continentale în timpul sezonului uscat, de vânt iar straturile mai deschise marchează partea anului, cu praf puțin sau deloc (Figura compușii 2-9A). Aceste perechi închis/deschis formează straturi anuale care sunt ușor vizibile în părțile superioare de gheață, dar sunt întinse treptat și subțiate cu înaintarea mai adânc în gheață, în cazul în care acestea nu pot fi ușor identificate. Vârstele acestor părți mai profunde de gheață sunt de obicei estimate prin metode bazate pe modul în care se scurge gheața.

Sedimentele în unele lacuri conțin perechi anuale numite varve (Figura 2-9B). Aceste straturi sunt deosebit de frecvente în părțile mai profunde ale lacurilor care conțin puțin sau deloc oxigen pentru susținerea vieții. Lipsa de oxigen suprimă sau elimină organismele care trăiesc în partea de jos, care altfel ar împiedica depunerea straturilor anuale subțiri, prin activitatea lor fizică. Perechile de varve rezultă de obicei din alternanțele sezoniere între depunerea de resturi minerale bogate în minerale deschise la culoare și sedimente mai întunecate bogate în materii organice.

În regiunile marcate de variațiile sezoniere de climă, arborii produc straturi anuale numite inele de copac (Figura 2-9C). Aceste inele sunt alternări între straturi groase de țesut deschis la culoare de lemn (celuloză), format prin creșterea rapidă în primăvara și subțire, straturi de culoare închisă care marchează încetarea creșterii în anotimpurile de toamnă și iarnă. Deoarece cei mai mulți arbori solitari nu vegetează mai mult de câteva sute de ani, intervalul de timp pentru care această tehnică de datare poate fi utilizată este limitată, dar în unele zone distincte variațiile de la an la an, în grosime a inelului copacului poate fi folosit pentru o continuitate a înregistrărilor de la arbori mai tineri cu înregistrări de la arbori mai vechi ale căror trunchiuri fosili pot fi găsiți în cadrul peisajului.

În oceanele tropicale, coralii înregistrează schimbările sezoniere în textura de calcit (CaCO3) încorporat în scheletul lor (Figura 2-9D. Părțile deschise ale benzilor de corali sunt stabilite în timpul verii, pe perioada de creștere rapidă, iar straturile mai întunecate sunt stabilite în timpul iernii, atunci când creșterea încetinește. Acest mod de datare a coralilor care rareori trăiesc mai mult de câteva zeci de ani sau cel mult câteva sute de ani, dar a căror înregistrări anterioare pot fi raportate la cele mai tinere (ca cu inele de copac).

Corelarea înregistrărilor cu ciclurile orbitale.

Un alt mod de înregistrări climatice în prezent este de a utiliza amprenta caracteristică a variațiilor orbitei Pământului în jurul soarelui într-un ciclu complet (orbită completă). Modificările orbitei Pământului în jurul Soarelui, modifică cantitatea de radiații solare primite pe sezon și pe latitudine. Momentul acestor variații orbitale este cunoscută foarte precis de la calcule astronomice (Partea III), și procesele fizice care se leagă de aceste schimbări orbitale la răspunsurile climatice pe Pământ care au devenit destul de bine înțelese în ultimele decenii. Cele două exemple mai importante sunt schimbările în putere la musonii din latitudini mici și creșterea ciclică și dezintegrarea calotelor glaciare de la latitudini mari. Din cauza acestor relații, climatologii pot data multe dintre răspunsurile climatice ale Pământului corelându-le cu datele furnizate din exteriorde variațiile orbitale. Această tehnică oferă oamenilor de știință date precise cu răspunsurile climatice ale Pământului pe o perioadă de milioane de ani.

Cronometre interne

În anumite cazuri, tehnicile de numărare a straturilor anuale și ciclurilor orbitale pot servi unui scop similar cu mult mai mult înapoi în timp. Chiar și în absența unor date radiometrice cu vârsta absolută (în anii înainte de prezent), unele arhive climatice conțin cronometre interne cu care climatologii pot măsura timpul scurs (durata în ani). De exemplu, cruste (straturi, varve) anuale depuse în sedimentele din lacuri cu milioane de ani în urmă supraviețuiesc încă astăzi în regiuni protejată. Determinarea vârstei reale a acestor secvențe prin numărarea straturilor înapoi în timp din prezent este imposibilă, deoarece crustele au fost mutate în mod continuu până în prezent. Cu toate acestea, varves furnizează un cronometru intern pe baza căruia se poate contoriza intervalul de timp care sa scurs de când au fost depuse. Aceste informații pot ajuta la interpretări climatice.

2-3 Rezoluții climatice

Măsura în care detaliile informațiilor climaterice care pot fi rezolvate depinde în principal de interacțiunea dintre doi factori: (1) procesele care perturbă inițial înregistrarea climei în timpul și la scurt timp după depunere și (2), rata la care înregistrarea este îngropată sub sedimente suplimentare și protejate de perturbări suplimentare.

Arhive sedimentare Cele mai multe arhive sedimentare utilizate pentru studii climatice formate în medii marine-consum redus de energie neafectate de valurile turbulente și furtuni. Perturbarea primară după așezarea particulelor sedimentare pe fundul mării este agitarea fizică de organismele care trăiesc în adâncimi(Figura 2-10). Organismele vii care trăiesc la suprafața sedimentelor, amestecă bine straturile superioare. Un număr mare de animale mic se cufundă în sedimente, dar ele fac acest lucru foarte rar, și sedimentele subterane sunt protejate de cele mai multe tulburări în care acestea sunt îngropate. Eventual sedimentele trec sub regiunea de amestecare activă și devin parte a înregistrării permanente sedimentare.

Ratele tipice de depunere a sedimentelor de la câțiva metri pe an, în sectoarele de coastă marine la milimetri pe an în lacuri, la milimetri pe o mie de ani în unele sedimente de adâncime. Ratele pot varia la nivel local în jurul acestor valori medii cu un factor de 10 din cauza unor factori cum ar fi cantitatea de sedimente furnizate la nivel local de râuri sau redistribuite de curenți.

Gradul de perturbare de organisme care se mișcă peste și în vizuini pe suprafața sedimentelor variază, de asemenea, cu mediul. În regiunile de coastă extrem de productive, organismele mari construiesc vizuini pe adâncimi de zeci de centimetri sau chiar metri în profunzimea stratului sedimentart. Relativ în bazinele oceanice adânci neproductive au organisme care trăiesc pe fund mai puține și mai mici, care de obicei construiesc vizuini în adâncime nu mai mult de câțiva centimetri. Cele mai multe lacuri sunt de asemenea, vizuini mai puține și mai puțin adânci. Ca urmare, rezoluția înregistrărilor sedimentare variază în funcție de mediu. Lacurile de obicei au cele mai bune rezoluții ale sedimentelor și cele din adâncul oceanelor cele mai sărace, cu toate că depunerea rapidă la nivel local poate îmbunătăți rezoluția în unele zone ale oceanului.

După ce particulele trec prin straturile superioare, nu mai are loc amestecarea dar dacă este reexpusă secvenței erozionare se întoarce înapoi la suprafața sedimentului din apă. Creșterea presiunii și pierderea apei cauzate de îngropare profundă în sedimente compactează treptat straturile de sedimente și le transformă în rocă moale, dar nu reduc dramatic rezoluția care pe care o pot oferi.

Straturile de gheață. Miezurile anuale de zăpadă sunt vizibile la suprafețele multor ghețari de pe munți și sunt depuse rapid în straturi de gheață (a se vedea figura 2-9A). cu cât zăpada este îngropată și recristalizată încet în gheață, straturile anuale rămân rezolvabile la o adâncime care depinde de grosimea lor inițială la momentul depunerii. Sub acest nivel, stratificarea dispare. În probele prelevate de pe stratul de gheață din Groenlanda, unde depunerea de zăpadă este rapidă, stratificarea anuală poate rămâne detectabilă zeci de mii de ani în trecut. În stratul de gheață polară care acoperă estul Antarcticii, unde doar o mică cantitate de zăpadă se acumulează în fiecare an, stratificarea anuală nu poate avea loc nici măcar la suprafața gheții.

Inele de copaci și coralii. La latitudini medii și mari în cazul în care copacii produc straturi anuale, inele de copac deveni o înregistrare permanentă a schimbărilor climatice anuale cu excepția cazului în care acestea sunt mai târziu distruse de incendiu sau sporadic de insecte sau de cuiburi de păsări. În mod similar, benzile de CaCO3 corali formează o înregistrare permanentă a schimbărilor sezoniere anuale climatice.

Tipurile de arhive climatice, durata maximă de timp a înregistrărilor pe care le conțin, și cea mai înaltă rezoluție realizabile în fiecare arhivă sunt rezumate în Figura 2-11 într-o scară de timp la puteri de 10. De asemenea, afișate în partea de sus sunt timpul care se intinde pe perioada acoperită de principalele părți ale acestei cărți.

Date climatice. Arhivele climatice conțin mulți indicatori ai climei din trecut la care se referă înregistrările climatice. Climatologii folosesc termenul sursă (adică înlocuitor), deoarece procesul de extragere a semnalelor climatice din acești indicatori nu este directă, cum ar fi citirea temperaturii dintr-un termometru. În schimb, oamenii de știință trebuie să stabilească mai întâi mecanismul prin care semnalele climatice sunt înregistrate de indicatorii proxy, în scopul de a descifra schimbările climatice. (Desigur, chiar și un termometru tipic se bazează pe o măsurătoare-sursă și anume înălțimea unei coloane de mercur calibrate pentru a indica temperatură.)

Cele două surse climatice care sunt utilizate cel mai frecvent sunt: ​​(1) sursey biotice, care se bazează pe modificări în componența grupurilor de plante și animale, și (2) surse geologice-geochimice, care sunt măsurători ale mișcărilor în masa materialelor prin sistemul climatic , fie ca particule mici fine (fizice) sau sub formă dizolvată în soluție (chimică).

2-4 Biotic date. Deoarece nu există nici pe fundul mării date mai vechi de 170 de milioane de ani, reconstituirile la scară largă în mediul oceanic nu este posibil. Ca urmare, fosilele de pe continente sunt principala sursă climatică pentru intervalele mari tectonice vechi. Cele mai multe dintre organismele care au existat vreodată pe Pământ sunt acum dispărute, iar întoarcerea în timp pe care o căutăm, mai puțin de recunoscut după fosilele care sunt. Folosind sursele biotice pentru a reconstitui climatul din trecut pe scale de timp mai lungi tectonice necesită adesea o încredere în asemănarea formelor trecute cu omologii lor moderni, fie în aspectul general sau în funcții specifice, care pot fi măsurate.

Deoarece resturile fosile de plante tind să fie mai numeroase decât cele ale animalelor în înregistrări geologice de pe continente, vegetația joacă un rol central în reconstrucția climei antice. Adesea, prezența unei singure forme critice sensibilă la temperatură este ca un indicator climatic util.

De exemplu, clima mai caldă de acum zeci de milioane de ani în urmă, sunt deduse din prezența palmierului cum ar fi copaci la latitudini nordice (Imagine 2 – 12).

Pentru înregistrările continentale mai recente, climatologii folosesc cel mai frecvent abundența relativă a vegetației sensibile la climă indicat prin aglomerările de polen depozitate în sedimente (Imagine 2 – 1 3). Particule de granule de polen sunt produse în număr foarte mare de vegetație, distribuite în mare parte de vânt, și depozitate în lacuri, în cazul în care acestea sunt păstrate în apele sărac în oxigen. Polenul poate fi identificat inițial de tipul major de vegetație (copaci, iarbă și arbuști) și apoi subdivizată în continuare (molizi indica zonele cu climă rece, stejarul indică caldură). Rămășițe mai mari de vegetație, care nu pot fi transportate departe de punctele lor de origine sunt, de asemenea, examinate pentru a se asigura că polenul dintr-o zonă de lac este reprezentativ ca vegetație din apropiere. Aceste macrofosile includ conuri, semințe, și frunze.

In oceane, patru grupe majore de cochilii animale și plante de plancton sunt folosite pentru reconstituirile climatice (Figura 2-14). Două grupuri formează cochilii din calcit (CaCO3). Animale globulare de dimensiunea grăunțelor de nisip, numite foraminifera planktic (stânga sus) populează straturile superioare ale oceanului. Algele sferice mici, numite Coccolithophoridae secretă plăci mici numite coccoliths (stânga jos) în apele însorite. Alte două grupuri de plancton cu cochilie tare secreta cochilii de silică opalescent (Si02 * H20) și tind să prospere în apele de suprafață productive, bogate în substanțe nutritive. Diatomeele (dreapta sus) sunt plante din plancton de dimensiuni mici, de obicei, în formă circulară sau ace. Radiolaria (dreapta jos) sunt animale de dimensiuni cât granula de nisip cu cochilii ornate de multe ori în formă de căști de protecție militare premoderne.

Sedimentele bogate în fosile CaCO3 apar în apele deschise ale oceanului la adâncimi mai mari de 3.500-4.000 metri (Figura 2 – 15). Sub acest nivel, apele de fund corozive dizolvă cochiliile de calcit.

Diatomee fără cochilii de Si02 trăiesc în delte și alte zone de coastă și extrag de silica din apa râului care curge de pe continent, dar abundența lor de-a lungul coastelor este mascată de afluxul de noroi erodat de pe continent. Radiolaria și diatomeea se găsesc din abundență în regiunile din Antarctica și ecuatoriale, unde apele extrem de productive urcă din adâncuri.

Planctonul și polenul au trăsături similare care le fac deosebit de util ca surse de studiu climatic. Ambele sunt distribuite pe scară largă: planctonul trăiește în toate oceanele și polenul este produs peste tot pe continente, cu excepția zonelor cu calote de gheață. De asemenea, deoarece resturile fosile ale acestor două grupuri sunt atât de abundente în sedimente (de obicei mii într-o probă de dimensiunea unei linguri), abundențe lor relativă poate fi determinată cu un grad mult mai ridicat de precizie decât acele tipuri de fosile care apar doar sporadic. Populații de plancton și polen din diferite zone, tind să fie dominate de un număr redus de specii cu preferințe climatice bine definite. Singurele organisme cu intervale și abundență comparabile sunt insectele, care rareori lasă urme fosile.

Cele mai multe dintre speciile de plancton și a vegetației care trăiesc astăzi au fost prezente pe Pământ pentru sute de mii de milioane de ani. Preferințele climatice ale acestor specii moderne pot fi determinate cu precizie prin compararea distribuțiilor lor actuale pentru măsurători ale climei actuale. Aceste preferințe moderne climatice pot fi apoi folosite pentru a reconstitui climatul din trecut din formațiunile de fosiei, cu o mare precizie în arhivele sedimentare vechi de câteva milioane de ani sau mai mult.

2-5 Date Geologice și Geochimice

Mișcările în masă a materialelor într-un sistem climatic sunt legate de procesele de eroziune, de transport, și depunere, în principal, de apă, dar și de gheață și vânt. Cele mai multe studii climatice ale bucăților istorice mai vechi ale Pământului se bazează pe resturile fizice depuse în arhivele sedimentare de pe continente ca surse principale pentru deducerea evoluției climei din trecut. De exemplu, texturile de sedimente ne poate spune despre eroziunea și depunerea ulterioară a resturilor nesortate de straturile de gheață vechi din zonele reci, dunele de nisip care se deplasează peste deșerturi, în condiții extrem de aride, și depunerea acvatice în medii umede. Cu toate că aceste tipuri de sedimente sunt utile pentru efectuarea unor deducții generale despre climă, sunt sărace în date de studiu și acțiunea orizivă face ca studiul în detaliu a depozitelor continentale să fie foarte dificilă și alternează cu depunerile care cresc odată cu trecerea timpului.

În contrast, sedimentele oceanice din ultimii 170 de milioane de ani oferă depunerea relativ continuă, și au o acoperire geografică mare. Ca urmare, distribuția tipurilor de sedimente care transporta informații distincte despre climă pot fi datate, și schimbările modelelor de depunere pot fi cuantificate ca fluxuri de stratificare (măsuri ale masei de sedimente depozitate pe unitatea de suprafață în unitatea de timp).

Sedimentele sunt erodate de pe uscat și depozitate în bazinele oceanice în două forme. O formă sunt resturile erodate și transportate sub formă de particule discrete sau granulare, ca urmare a intemperiilor fizice, proces prin care apa, vântul și gheața detașează fizic bucăți din roca de bază și le reduce la fragmente mai mici. Un exemplu este prezentat în Figura 2-16 unde resturile grosiere depozitate pe gheață (nisip și pietriș) sunt erodate de straturile de gheață și livrate de ghețarii care se topesc în apele oceanului. Alte exemple includ sedimente fine (praf și argile) ridicate de pe continente și suflate în ocean de vânturi și sedimentele fluviale transportate într-o gamă largă de dimensiuni de râuri în ocean.

Tehnicile geologice și geochimice pot descoperi sursele originale ale sedimentelor formate de intemperii fizice. Numărul granulelor de dimensiuni microscopice de nisip din sedimentele marine permit de a distinge diferitele surse pe baza unor tipuri de minerale specifice. In ultimii ani, analizele geochimice ale elementelor și izotopii specific au devenit o metodă suplimentară de urmărire a granulelor minerale până la anumite regiuni sursă de pe continente.

A doua cale majoră de eliminare a sedimentelor din teren este prin alterarea chimică și transportul ulterior al ionilor dizolvați (ioni încărcați sau compuși), de râuri în oceane (Figura 2-17). Alterarea chimică are loc în principal în două moduri: (1) prin dizolvare, în care rocile carbonatice (cum ar fi calcar, realizate din CaCO3) și rocile solubile (cum ar fi roca de sare, compusă din NaCl) se dizolvă în apă, și (2) prin hidroliză, în care se adaugă apă din intemperii mineralelor derivate din rocile continentale ce conțin silicați, cum ar fi bazaltul și granitul. Ambele procese depind de faptul că CO2 atmosferic și apa din ploaie (H2O), se combină în solurile și crevasele din rocă pentru a forma acid carbonic (H2CO3), un acid slab care atacă chimic rocile. După intemperii, râurile transportă multe materiale dizolvate, inclusiv ioni (Ca+2, Mg+2, Na+1, K+1, Sr+2, Cd+2, Al+4 și Cl-1) și ioni complecși (HCO3-, CO3-2 și SiO (OH)2).

Unii dintre ionii dizolvați (Si+4, Ca+2 și CO3-2) sunt utilizate de plancton pentru a forma cochilii lor (vezi Figurile 2-14 și 2-17). O fracțiune mică se regăsesc în cochiliile foraminiferelor bentonice, animale de dimensiunea granulelor de nisip care trăiesc pe fundul mării și formează cochilii din calcit (CaCO3) din ionii de Ca+2 și CO3-2 din apele adânci. Deoarece toate crustele din calcit și opal (SiO2 • H2O), care sunt conservate în sedimentele oceanice sunt produsele chimice ale intemperiilor de pe uscat și a căror ioni sunt transportați în râuri, acestea fiind utile pentru urmărirea schimbărilor în fluxurile mari de calciu, siliciu, carbon și oxigen de-a lungul timpului. Pentru că este nevoie de o lungă perioadă de timp în laborator pentru a analiza proprietățile chimice ale probelor individuale prelevate din secvențele sedimentare groase, mai multe studii recente au apelat la tehnici de accesare cu detecție rapidă și care înregistrează proprietățile fizice sau chimice cheie ale sedimentelor. Miezuri de sediment sunt trecute printr-o unitate de detectare care foloseste undele sonore sau alte tehnici nedistructive pentru a sesiza proprietățile sedimentelor rapid, fără a le deranja.

O gamă largă de importante date climatice sunt de asemenea stocate în izotopii elementelor din cochiliile de calcit ale organismelor planctonice și a foraminiferelor bentonice. Cazurile care vor fi examinate în detaliu în capitolele ulterioare includ izotopii de oxigen, care înregistrează modificările în volumul global de gheață și a temperaturii locale a oceanului (capitolele 6 și 9); și izotopi de carbon, care lasă urme în deplasările de material organic printre rezervoarele de pe continente, în aer, și în ocean (Capitolul 10).

Surse geochimice suplimentare devin treptat disponibile peste partea mai nouă în lunga istorie climatică a Pământului. La scale de timp orbitale, miezurile de gheață conțin mostre de aer din atmosfera din trecut, inclusiv concentrațiile dioxidului de carbon gazos (CO2) și metan (Capitolul 10). Alte surse importante sunt în nuclee de gheață care includ modificări în grosimea zăpezii depuse (raportat la conținutul de temperatură și umiditate a aerului), în cantitatea de praf livrat de vânturi din diferite continente; și în izotopi de oxigen și hidrogen, care măsoară temperatura aerului de la suprafața stratului de gheata.

Depozitele din peșteri conțin înregistrări ale apelor subterane infiltrate din precipitații atmosferice. Modificările în compoziția chimică a acestei ape reflectă modificările surselor originale ale vaporilor de apă, pe perioada transportării atmosferice la locul de precipitații, cât și în mediul de apă subterană (Capitolul 10). Depozite sedimentare din lacuri înregistrează nu numai schimbări cantității de polen, dar de asemenea fluctuațiile climatice produse prin varierea nivelurile lacurilor (capitolele 12 și 1 3) și a altor indicatori chimici care sunt în curs de cercetare activă.

Copacii înregistrează cantitatea de celuloză depozitată în fiecare strat anual (determinată de lățimea și densitatea inelelor) ca un index al schimbărilor în precipitații în timpul sezonului ploios în zonele uscate și schimbările temperaturilor de vară în regiunile reci (Capitolul 16) Inelele anuale ale coralilor conțin o gamă largă de informații chimice, inclusiv raporturile de izotopi de oxigen, care înregistrează modificările temperaturii și precipitațiilor (Capitolul 16).

Modele climatice

Oamenii de știință care extrage înregistrări din arhivele climatice ale Pământului pot descoperi în mod inevitabil noi tendințe, care au fost anterior necunoscute. De obicei, explicațiile propuse pentru tendințe sunt testate cu ajutorul modelelor climatice, deoarece modelele sunt clasificate numerologic pe idei. Dar, de asemenea, modelele pot simplifica unele aspecte ale realității, iar rezultatele pe care le furnizează trebuie să fie evaluate critic.

În această secțiune vom examina două tipuri de modele numerice (de calculator), folosite de climatologi. Modelele climatice fizice accentuează funcționarea fizică a sistemului climatic, în special circulația atmosferică și oceanică, dar, de asemenea, interacțiunile cu vegetația (biologie) și cu urme de gaze atmosferice (chimie). Modelele climatice geochimice urmăresc mișcarea indicatorilor chimici distincți într-un sistem climatic.

2-6 Modele fizice climatice

Majoritatea modelelor fizice sunt construite pentru a simula funcționarea sistemului climatic așa cum există astăzi. Sistemul climatic modern este descris pe site-ul de companie de la www.whfreeman.com/ruddiman2e. Simularea climei moderne se numește caz de control. Modelele trebuie să simuleze climatul modern, destul de bine pentru a fi de încredere ca un instrument comparativ pentru a explora climatul din trecut.

Simulările climei din trecut are loc într-un proces format din trei etape (Figura 2-18). Primul pas este de a alege experimentul care urmează să fie executat prin specificarea modelului de intrare. Unul sau mai multe aspecte ale reprezentării modelelor lumii moderne sunt modificate de la forma lor actuală care reflectă modificările cunoscute care au avut loc în trecut. De exemplu, nivelul de CO2 din atmosfera modelului poate fi mărită sau micșorată, înălțimea munților poate fi ridicat sau coborât, straturile de gheață îndepărtate sau adăugate, sau poziția continentelor mutate. Aceste caracteristici care sunt modificate pentru a testa ipoteze ale schimbărilor climatice sunt numite condițiile limită.

Al doilea pas este exploatarea efectivă a modelului. Legile fizice care conduce fluxul de energie termică prin sistemul climatic Pământului sunt încorporate în funcționarea internă a modelului. Atunci când un experiment este rulat, aceste legi intră în joc într-o simulare de climat.

Al treilea pas este de a analiza datele de ieșire climatice care se desprind din experiment. Datele de simulare pot fi apoi utilizate pentru a evalua ipotezele testate. De exemplu, are o anumită modificare în condiții limită citate într-o ipoteză (nivelul de CO2 atmosferic, la o altitudine montană sau locație continentală) afectează clima în modul în care propune ipoteza?

Adesea datele climatice de ieșire pot fi testate pe baza datelor geologice independente, care nu au participat la proiectul experimental (Figura 2 – 18). De exemplu, dacă un model rulează o simulare de vânturi puternice într-o regiune specifică pentru un anumit interval de timp geologic, oamenii de știință pot recolta probe de sedimente din acea zonă pentru a verifica dacă sunt sau nu particule mai mari de praf purtate de vânt și au fost depozitate în locurile indicate de simulare.

Neconcordanța dintre datele geologice de ieșire și datele climatice ale modelelor fizice pot implica mai multe probleme posibile: condiții-cheie limită au fost specificate incorect sau au fost omise din experiment; modelul nu simula în mod adecvat o parte a sistemului climatic; sau datele geologice utilizate pentru comparație cu procesul modelului au fost interpretate greșit. În ciuda acestui interval de posibile probleme, cauza principală a nepotrivirii-model de date este de multe ori destul de evident pentru a conduce la rafinamente utile în condiții limită, în interpretarea datelor sau în construcțiile modelelor. Știința de a reconstrui climatul din trecut evoluează mai departe cel mai bine atunci când punctele forte și limitările atât a datelelor cât și a modelelelor sunt testate în mod constant între ele. Această revizuire începe cu modelele de circulatie atmosferică, apoi se trece la modelele din ocean, și în cele din urmă scurte recenzii cu modele fizice care simulează schimbări în gheață și vegetație.

Modele atmosferice Modele de atmosfera Pământului variază foarte mult în complexitate. Modelele simple sunt mai puțin costisitoare pentru a rula și pot simula evoluția climei pe intervale lungi de timp (mii de ani), dar le lipsesc părți importante ale sistemului climatic. Modelele complexe încorporează o reprezentare fizică mai completă a sistemului climatic, dar ele fac acest lucru fiind mai lente, mai scumpe, și capabil de a simula instantanee foarte scurte de climat pe câțiva ani.

Modelele unidimensionale „coloană” sunt cel mai simplu tip de model fizic al atmosferei. Ele simulează o coloană verticală unică de aer care reprezintă structura medie a atmosferei întregii planete. Această coloană de aer este împărțită în straturi care sunt strâns distanțate în apropierea suprafeței Pământuri și sunt mai rare la altitudini mai mari. Fiecare strat conține constituenți climaterici importanți, cum ar fi gazele cu efect de seră și particulele de praf. Suprafața Pământului este reprezentată de o valoare medie globală care are proprietăți medii la nivel global a apei, pământului și gheații. Modelele unidimensionale (1-D) oferă o modalitate de înțelegere inițială a efectelor climatice ale modificărilor concentrațiilor de gaze cu efect de seră și de particule din aer numite aerosoli, cum ar fi cenușă vulcanică și praful.

Modelele bidimensionale (2-D) sunt cu un pas spre o imagine mai completă a sistemului climatic. Un model tip 2-D include o atmosferă cu mai multe straturi verticale și a doua dimensiune, care reprezintă proprietățile fizice mediate de latitudinea Pământului. O a doua dimensiune (chiar și o medie simplificată) face posibilă utilizarea acestor modele pentru a simula procese care variază de la pol la ecuator, deoarece zăpadă și gheață apar mai ales la latitudini mai mari. Deoarece modelele 2-D pot simula intervale lungi de timp mult mai rapid și cu costuri reduse, acestea sunt folosite pentru a explora interacțiunile pe termen lung între suprafața oceanului, gheața marină, și uscat. Ele sunt, de asemenea, utilizate în combinație cu modele straturilor de gheață în schimbare lentă(Capitolul 9).

Modelele atmosferice tridimensionale de circulație generală (A-GCM) oferă reprezentări numerice și simulări mai complete ale sistemului climatic. Aceste modele 3-D au capacitatea de a reprezenta mai multe caracteristici cheie: distribuția spațială a terenurilor, apei și ghieții; elevația munților și straturile de gheață; cantitatea și distribuția pe verticală a gazelor cu efect de seră în atmosferă; și variațiile sezoniere ale radiației solare.

Condițiile la limită pentru experimentele A-GCM sunt specifice pentru sute de casete grilă într-un model de rețea, cum ar fi cele prezentate în Figura 2-19. Limitele verticale ale casetelor din grilă sunt stabilite de liniile de-a lungul latitudinii și longitudinii la (și mai sus) de la suprafața Pământului, iar dimensiunea casetei se micșorează în apropierea polilor, deoarece liniile de longitudine converg acolo. Granițele orizontale ale cutiilor grilei divizează atmosfera de-a lungul liniilor de altitudine egală deasupra nivelului mării. Modelele au, în general 10 până la 20 de straturi verticale care sunt mai apropiate în apropierea suprafeței Pământului deoarece interacționează cu terenurile, apa și suprafețele de gheață din atmosfera inferioară sunt mai complexe decât debitul mai lin în atmosfera superioară.

Funcționarea A-GCM încorporează legile fizice și ecuațiile care guvernează circulația atmosferei Pământului: mișcarea fluidului de aer; conservarea masei, energiei și alte proprietăți; și legile gazelor care acoperă dilatarea și contracția aerului. Casetele individuale de rețea în A-GCM interactioneaza cu vecinii lor alăturați.

Rularea unui model începe cu atmosfera într-o stare de repaus. După încălzire solară face ca aerul să înceapă să se miște, modelul este condus suficient de mult timp pentru atmosfera pentru a ajunge la o stare de echilibru (Figura 2-20). Echilibrul apare atunci când deriva pe termen lung a datelor climatice simulate dispare. Oscilațiile care rămân sunt analoage cu schimbări pe termen scurt în timp de zile și săptămâni. Rularea experimentelor climatice din generația actuală A-GCM necesită o simulare de cel puțin 20 de ani de climă. Primii 15 ani de simulare sunt intervalul repetitiv, folosit pentru a lăsa modelul să atingă o stare de echilibru. Ultimii 5 ani de simulare furnizează datele climatice care formează rezultatele reale a modelului. Pentru controlul cazului de simulare a climei moderne, datele climatice de ieșire din GCM sunt comparate cu măsurătorile regionale instrumentale ale temperaturii, precipitațiilor, presiunii și vitezei vânturilor în sistemul climatic prezent în medie pe ultimele câteva decenii (de exemplu, Figura 2-21). Domeniile majore de dezacord între rezultatul modelului și observațiile instrumentale devin adesea centrul de îmbunătățiri suplimentare ale modelului.

După cum s-a menționat mai devreme, experimentele A-GCM pe climatul din trecut necesită ca oamenii de știință să specifice schimbările majore în condiții limită pe baza probelor geologice din istoricul Pământului. Într-o abordare, numită un test de sensibilitate, doar o condiție limită este modificată în raport cu configurația de astăzi. În cazul în care rezultatul unui astfel de experiment este comparat cu rezultatul de la un caz modern de control, diferențele climatice dintre cele două modele izolează și dezvăluie impactul unic cauzat de schimbarea în această condiție limită.

În contrast, o reconstrucție climatică presupune schimbarea tuturor condițiilor extreme cunoscute în același timp, pentru a încerca să simuleze starea completă a sistemului climatic la un moment dat în trecut. Această abordare este mai ambițioasă decât un test de sensibilitate, deoarece nu sunt cunoscute destul de bine toate condițiile extreme potențiale critice pentru a fi specificate ca date de intrare in sistem.

Această metodă este folosită în principal pentru a studia climatul glaciațiunii și deglaciațiunii din ultimii 20.000 de ani, un interval pentru care sunt numeroase înregistrări datate prin metoda 14C. La fiecare 1 până la 2 ani puterea celor mai bune calculatoare crește cu un factor de 10. În timp, această creștere a puterii de calcul a redus treptat dimensiunea orizontală a casetelor de rețea utilizate în GCM. Casetele grilă tipice au fost create pe 8° latitudine cu 10° longitudine, sau pe o suprafață de 1000 km2. Mai recent, casetele de rețea GCM au fost reduse la 2° latitudine cu 3° longitudine, sau nu mai mult de 300 km2. Rezultatul a îmbunătățit rezoluția pe contururile de coastă a continentelor (inclusiv istmuri înguste) și ale mărilor mici, insule mai mari din ocean și lacuri mari. Pentru prima dată, A-GCM poate vedea acum (că este, rezolvată) Noua Zeelandă!

Dimensiunea scăzută a casetelorde distribuție a îmbunătățit, de asemenea, modul de reprezentare în elevație GCM. Deși modelele de captură de rezoluție joasă au forma rotunjită la bază pe porțiuni largi pe platouri înalte și gheață, au netezit zonele muntoase înalte, dar înguste ca a Anzilor în golurile de joasă altitudine. Modelele cu rezolutie mai mare disting din ce în ce mai bine zone înguste cu aceste caracteristici.

Creșterea puterii de calcul a unui computer a permis, de asemenea, modelatorilor să includă mai multe aspecte ale sistemului climatic în recenta A-GCM.

Caracteristici ale sistemului climatic, cum ar fi nivelurile de umiditate a solului sau a tipurilor de vegetație care au o dată care urmează să fie stabilită la valori moderne și nu au fost lăsate să interacționeze cu atmosfera sunt acum incluse de modele ca componente interactive.

Procesul de modelare nu este un echilibru într-o direcție de mers spre succes. Încercările inițiale de a include noi componente în modele sunt adesea atât de dure încât să facă rezultatele simulării climatice cât mai realiste, comparativ cu cele obținute din modele care au avut loc pur și simplu cu acele componente fixe la valori moderne. Numai reprezentările mai rafinate fac componentele nou adăugate să se comporte într-un mod realist și să facă simulări care rezultă în mod clar superior versiunilor anterioare.

Ocean GCMS Modele de circulație a oceanului sunt într-un stadiu ușor mai primitiv de dezvoltare decât GCM atmosferice. Unul dintre motive este faptul că climatologii știu mult mai puțin despre circulația modernă a oceanelor, procese deosebit de critice, cum ar fi episoade scurte dar intense de formare în apă la adâncimi mari. Ca urmare, oamenii de știință nu au prea bine definit un obiectiv modern pentru modelele oceanice de a se comporta.

Modele tridimensionale oceanice (O-GCM) sunt similare cu A-GCM (Figura 2-22). Limita inferioară este fundul mării, profilat în trepte plane marcate de limite în casete individuale de rețea. Limita superioară a modelului oceanului este limita de întâlnire cu aerul de la suprafață. Cutiile grilă orizontale care subdivid oceanul acoperă în mod tipic 3° până la 4° latitudine și longitudine. Straturile orizontale și verticale în ocean sunt mai apropiate ca distanță în apropierea suprafeței mării, unde fluxul este mai rapid și interacțiunile cu atmosfera sunt mai complexe, decât la o adâncime mai mare, în cazul în care curgerea oceanului este mai lentă. Datele climatice de ieșire din experimentele O-GCM includ temperatura oceanului, salinitatea și extinderea gheții.

La fel ca modelele atmosferice, cele mai multe GCM oceanice sunt limitate de dimensiunea casetelor de rețea. Ele nu pot contura forme de deschideri foarte mici, cum ar fi strâmtoarea modernă a Mării Mediterane, la Gibraltar. Aceste deschideri înguste sunt importante în circulație pe scară largă a oceanului și critice pentru succesul simulării pe modelul oceanic. Cele mai multe modele oceanice, de asemenea, nu pot rezolva încă detalii ale curgerii curenților în spații înguste, rapide, cum ar fi Gulf Stream.

Modelele care includ structura completă a oceanului nu sunt cuplate direct la modelele atmosferice. Problema cu acest lucru este faptul că aerul și apa răspund cu rate diferite la schimbările climatice și astfel, solicită metode de calcul diferite pe fiecare tip de model. Modelele oceanice pot ignora interacțiunile care au loc pe un ciclu zilnic, deoarece aceste schimbări pe termen scurt au efecte neglijabile asupra circulației masei oceanului. Ca rezultat, O-GCM are nevoie pentru a calcula doar modificările în timp, pe etape separate de o lună sau mai mult. În schimb, modificările de zi cu zi sunt critice pentru modele ale atmosferei care are un raăspuns rapid. Prin urmare, A-GCM trebuie să calculeze modificările în etape de timp separate de doar câteva ore, iar costul simulării aceluiași model timp este mai scump.

Această incompatibilitate fundamentală între cele două tipuri de modele poate fi depășită printr-o abordare cunoscută sub numele de cuplare asincron. Această procedură implică o serie care se desfășoară, în primul rând folosind atmosfera care modifică oceanul, apoi oceanul care modifică atmosfera, și așa mai departe. Oceanul și atmosferă fac schimb de căldură, apă și vaporii de apă, și impulsul acționat de vânt. Mergând în trecut și înapoi între modelele oceanice și atmosferice se păstrează cele două sisteme din trevut în strâsă legătură unul cu celălalt. Modelul atmosferic poate rula numai la intervale de timp selectate, computerul nu trebuie să facă calcule pe termen scurt ale circulației atmosferice prin întreaga simulare, iar simularea generală poate progresa mult mai repede. In ultimii ani, modele au fost dezvoltate ca cuplu direct oceanul la o versiune simplificată a circulației atmosferei.

Modele de gheață Straturile de gheață de dimensiuni continentale cresc și se micșorează încet în peste mii până la zeci de mii de ani (a se vedea tabelul 1-1). A-GCM poate simula efectele instantanee pe care aceste mase largi, înalte, reflectorizante de gheață au pe restul sistemului climatic, inclusiv circulația atmosferei și oceanul din apropiere. Ieșirea dintr-o centrare GCM se întinde pe o simulare in timp de câțiva ani, examinate pentru a vedea dacă un strat de gheață acumulează sau pierde în masă în timpul scurtei simulări. Răspunsul spune modelatorilor dacă gheața s-ar fi topit sau a crescut lent, sau a rămas la dimensiunea constantă în condițiile climatice simulate.

A-GCM poate reproduce doar instantanee de scurtă durată ale circulației atmosferei, și ca urmare, acestea nu pot simula evoluția lentă a straturilor de gheață pe intervale lungi de timp. Pentru a afla mai multe despre acest răspuns pe termen lung, climatologii crează modele fizice ale straturilor de gheață. Un model simplificat de tip de straturi de gheață are două dimensiuni, una verticală și alta care prezintă variații medii cu latitudinea dar omițând orice reprezentare de longitudine. Aceste modele 2-D a straturilor de gheață au fost folosite pentru a simula creșterea și descreșterea straturilor de gheață în emisfera nordică în trecut cu zeci de mii de ani, ca răspuns la schimbările radiațiilor solare cauzate de schimbările orbitei Pământului. Modelele simulează caracteristici, cum ar fi modificări ale acumulării de gheață și topirea cu elevația a gheții, flux în gheață, și depresia rocii subiacente prin greutatea gheții. Modelele stratului de gheață 2-D poate fi de asemenea legat de modelele 2-D a circulației atmosferice pentru a simula interacțiunile dintre straturile de gheață, atmosferă și suprafața totală. Unele modele de straturi de gheață sunt tridimensionale, cu gheață de acumulată pe o suprafață de teren specificată (cum ar fi Antarctica) împărțită în casete de rețea de 50 până la 100 de kilometri pătrați.

Modele de Vegetație Vegetația este o componentă activă în sistemul climatic, precum și reprezentarea vegetației în modelele climatice a progresat prin mai multe etape. Primele A-GCM fie ignoră în totalitate vegetația sau specifică o reprezentare a vegetației moderne, care nu interacționează cu schimbările climatice simulate de model. Mai multe modelele recente încorporează vegetație într-un mod interactiv. O astfel de abordare a modelării funcționează în două etape. În primul rând, datele climatice de ieșire obținute dintr-un experiment GCM (modificarea temperaturii și precipitațiilor) sunt utilizate ca intrare pentru un model de vegetație care simulează schimbările care rezultă în vegetație. Apoi schimbările simulate în vegetație sunt utilizate ca intrare pentru un alt experiment GCM care simulează efectele suplimentare de feedback (răspuns) climatic cauzate de schimbările vegetației (în primul rând crește sau scade în reciclarea vaporilor de apă și în reflexivitatea suprafeței Pământului). O altă abordare încorporează un submodel de vegetație direct în modelul principal.

2-7 Modele geochimice

Modelele geochimice sunt folosite pentru a urmări mișcările de materiale pe suprafața Pământului (numite indicatori geochimici) într-un sistem climatic. Spre deosebire de modelele de circulație fizice, cele mai multe modele geochimice nu reproduc procesele fizice care guvernează fluxul de aer și apă. În schimb, modelele strudiază sursele, ratele de transfer, și final zona de depunere a celor două componente majore: particulele de sedimente care rezultă din alterarea fizică (vânt, apă și gheață) și ioni dizolvați produși de alterare chimică (dizolvare sau hidroliză). Mișcările indicatorilor pot fi evaluate în cazul în care acestea nu sunt create sau distruse de dezintegrare radioactivă de-a lungul drumului. Modelele geochimice pot urmări, de asemenea, schimburi de materiale, cum ar fi izotopi de carbon sau oxigen biogeochimici, ciclu ca un ciclu de schimb între atmosferă, ocean, gheață și vegetație.

Modelele o singură cale de transfer. Modelul de bază pentru transferurile de materiale de la sursă sau surse la site-urile finale ale depunerilor, cum ar fi resturile erodate de teren și depozitate în sedimentele oceanului. Dacă materialul depus are caracteristici geochimice distincte, pot fi analizate și abundența sa cuantificată în termenii unei rate de flux de depozitare în acea arhivă sedimentar (Figura devine 2-23). De exemplu, oamenii de știință pot cuantifica rata de aflux de gheață amestecată cu mâl la latitudinea oceanelor polare prin extragerea tuturor sedimentelor, care este mai mare sau de dimensiunea granulelor de nisip și separarea boabelor minerale din cochilii de plancton fosil. Această analiză cuantifică un proces de schimbări în producția și fluxul de aisberguri, care este direct legate de climă.

Analiza poate fi realizată în pasul următor mai departe prin numărarea resturile depozitate în gheață la un microscop pentru a se separa în diferite tipuri de minerale (cum ar fi resturi vulcanice, cuart, calcar). Compoziția acestor boabe poate oferi o idee generală a regiunilor sursă (de exemplu, în Atlanticul de Nord, resturile vulcanice, care au venit din Islanda, și cuarț, calcar, care au venit din Europa sau America de Nord). Alte subdiviziuni se pot face prin analiza compoziția lor izotopică a granulelor sau alte caracteristici chimice distincte. Acest nivel de analiză ar putea spune climatologilor care regiune dintr-un anumit continent a fost sursa unora dintre granule.

O situație mai complicată apare în cazul în care materialul examinat este fin granulat și a fost derivat din mai multe surse. De exemplu, nămol fin și argilă depozitată în Oceanul Atlantic de Nord ar fi fost din America de Nord sau ghețarii din Europa, suflate de furtunile de praf din Africa de Nord, sau transportate în curenți de adâncime din alte surse. Deși este ușor de a măsura rata totală de acumulare de sedimente fine pe unitatea de timp, nu este practic pentru a încerca să se separe particulele mici individuale.

Atunci când o subdiviziune a materialului fin este imposibil de găsit fizic, analiza chimică oferă o alternativă, în cazul în care fiecare sursă de sedimente fine este marcată cu o valoare chimică distinctă. Un marker chimic tipic este raportul dintre izotopi ai unui singur element. Aceste intrări diferite se combină pentru a determina valoarea medie a sedimentului cu granulație fină (vezi figura 2-23). Scopul acestui tip de analiză este de a înțelege modul în care fluxurile individuale se combină pentru a crea această valoare medie.

Rezervoare chimice O abordare diferită de modelare este utilizat pentru indicatorii geochimici care sunt transportați în formă dizolvată. Modelele de echilibru de masă împart sistemele Pământului în rezervoare inclusiv atmosfera, oceanul, gheața, vegetația și sedimentele. Oceanul este cel mai important rezervor: primește aproape toate produsele erodate de pe continente, interacționează cu toate celelalte rezervoare, și le depozitează în arhive sedimentare bine conservate.

Rezervorul ocean este oarecum analog cu o cadă de baie (Figura 2-24). Acesta primește gradual intrările indicatorilor geochimici, în același mod în care apa se scurge încet de la un robinet într-o cadă mare, și pierde la ieșire indicatorii geochimici care se scurg încet, printr-un canal de scurgere a apei. Indicatorul rămâne, de asemenea, în ocean pentru o anumită perioadă de timp, în modul în care apa care se scurge dintr-o cadă rămâne în sifon.

În cazul în care ratele de flux ale unui indicator în și dintr-un anumit rezervor (ocean) sunt egale, sistemul este declarat a fi la starea de echilibru: nici o modificare nu are loc în rezervor. Prin analogie, în cazul în care picură din robinet și scurgerea de jos curge sunt perfect echilibrate, nivelul apei în cada va rămâne constant, chiar dacă noua apă intră în mod continuu și iese din cadă.

Timpul de staționare este timpul necesar pentru un indicator geochimic să treacă printr-un rezervor. În analogie cada, timpul de staționare este momentul în care molecula medie a apei trece de la robinet la scurgere. Pentru un rezervor la starea de echilibru (o cadă cu un nivel de apă neschimbat), timpul de rezidență este

Timp de staționare = mărimea rezervorului Rata / FIux în (sau out)

Modele de schimb în rezervor Metodele discutate la acest punct au fost bazate pe transferuri într-un singur sens în care marcatorii geochimici părăsesc sistemul climatic interactiv fiind îngropați în sedimente pe fundul mării și izolate de contactul cu alte rezervoare de milioane de ani. Un alt schimb important este mișcarea unui indicator geochimic înainte și înapoi între două (sau mai multe) rezervoare (Figura 2-25). În acest caz, indicatorul circulă în oricare rezervor. In schimb, aceasta este mișcarea între rezervoare, care este de interes pentru climatologi. Ca și înainte, indicatorul este în mod natural etichetat cu o valoare distinctivă, dar în acest caz se mișcă înainte și înapoi între un rezervor mai mare (de obicei, ocean) și una mai mică (de multe ori straturi de gheață sau vegetație). Istoria schimburilor este de obicei detectată în înregistrarea în sedimentele din rezervorul mai mare (ocean), dar scopul este de a monitoriza schimbările în dimensiunea rezervoarelor mici (volumul de gheață sau cantitatea de vegetație).

Un exemplu este transferul de apă între ocean și straturile de gheață într-un ciclu închis de timp (discutate în capitolele 9 și 12). In schimb, aceasta este mișcarea între rezervoare, care este de interes pentru oamenii de știință climatice. Ca și înainte, trasorul este în mod natural etichetat cu o valoare distinctivă, dar în acest caz se mișcă înainte și înapoi între un rezervor mai mare (de obicei, ocean) și una mai mică (de multe ori straturi de gheață sau vegetație). Schimburile de apă între rezervor relativ mic stocate în straturile de gheață de pe uscat și din rezervorul mult mai mare lăsat în urmă în ocean pot fi urmărite folosind faptul că compoziția izotopică a oxigenului în moleculele H2O în straturile de gheață este diferită de compoziția medie din ocean. Măsurători ale compoziției izotopului de oxigen din ocean, în cochiliile planctonului oferă o modalitate de a estima schimbările anterioare ale volumului de gheață stocate pe uscat.

O altă aplicație utilă de analiză de schimb în rezervor, examineaza fluxurile de carbon, între rezervoare. Transferurile de carbon între rezervorul relativ mic și carbonul stocat în vegetația terenurilor și rezervorul de carbon mult mai mare din ocean pot fi urmărite prin utilizarea faptului că carbonul terestru are un raport izotopic de carbon în mod distinct diferit de cel al carbonului marin (Capitolul 11). Transferurile nete de carbon terestru de pe uscat pe mare poate fi detectată prin examinarea compoziției medie a izotopilor de carbon din ocean înregistrate în cochiliile de calcit (CaCO3) de la organismele îngropate în sedimentele oceanului.