고기후학

Paleoclimatology
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고기후학(British spelling, Palaeoclimatology)은 직접적인 측정 데이터가 없었던 기상 기구의 발명 이전의 기후에 대한 과학적 연구입니다.[1] 도구 기록은 지구 역사의 아주 작은 부분에 걸쳐 있기 때문에, 고대 기후의 재구성은 자연적인 변화와 현재 기후의 진화를 이해하는 데 중요합니다.

고기후학은 암석, 퇴적물, 시추공, 빙상, 나무 고리, 산호, 조개 껍질, 미세화석 내에 이전에 보존된 데이터를 얻기 위해 지구와 생명과학의 다양한 대리 방법을 사용합니다. 현재까지의 프록시 기술과 결합하여 고기후 기록은 지구 대기의 과거 상태를 파악하는 데 사용됩니다.

고기후학의 과학 분야는 20세기에 성숙기에 접어들었습니다. 고생물학자들이 연구한 주목할 만한 기간으로는 지구가 겪은 잦은 빙하기, 젊은 드라이아스와 같은 급격한 냉각 현상, 그리고 고생물-에오세 열 최대치 동안의 급격한 온난화 등이 있습니다. 과거의 환경 변화와 생물 다양성에 대한 연구들은 종종 현재의 상황, 특히 기후가 대량 멸종과 생물 회복 그리고 현재의 지구 온난화에 미치는 영향을 반영합니다.[2][3]

역사

주요 기사: 기후변화 과학과 역사적 기후학의 역사

기후 변화에 대한 개념은 가뭄과 홍수가 장기간 지속된 고대 이집트, 메소포타미아, 인더스 계곡 및 중국에서 진화했을 가능성이 높습니다.[4] 17세기에 로버트 훅(Robert Hoke)은 도싯(Dorset)에서 발견된 거대 거북의 화석은 한때 따뜻한 기후로만 설명될 수 있다고 가정했으며, 이는 지구 축의 변화로 설명될 수 있다고 생각했습니다.[4] 그 당시 화석들은 종종 성경의 홍수의 결과로 설명되었습니다.[5] 태양 흑점에 대한 체계적인 관측은 19세기 초 아마추어 천문학자 하인리히 슈바베에 의해 시작되어 태양이 지구 기후에 미치는 영향에 대한 논의를 시작했습니다.[4]

고기후학에 대한 과학적 연구는 19세기 초 지구의 과거 기후의 빙하와 자연 변화에 대한 발견이 온실 효과를 이해하는 데 도움을 주었을 때 구체화되기 시작했습니다. 고기후학이 통일된 과학 분야가 된 것은 20세기가 되어서입니다. 이전에는, 지구의 기후 역사의 다양한 측면들이 다양한 학문 분야에 의해 연구되었습니다.[5] 20세기 말, 지구의 고대 기후에 대한 경험적 연구는 복잡성이 증가하는 컴퓨터 모델과 결합되기 시작했습니다. 이 시기에 새로운 목표도 개발되었습니다: 현재 기후 변화에 대한 정보를 제공할 수 있는 고대 아날로그 기후를 찾는 것입니다.[5]

고대 기후의 재구성

함께 배치된 고식도 그래프
지난 10억 년 동안의 대기 중 산소 함량은
주 기사: 대리(기후)

고기후학자들은 고대 기후를 추론하기 위해 다양한 방법을 사용합니다. 사용되는 기법은 어떤 변수를 재구성해야 하는지(온도, 강수량 또는 다른 것일 수 있음)와 관심 기후가 얼마나 오래 전에 발생했는지에 따라 달라집니다. 예를 들어, 대부분의 동위원소 자료의 근원인 해양심층 기록은 해양 판에만 존재하며, 최종적으로 그 밑바탕이 되는 것은 가장 오래된 물질이 2억 년이나 된 것입니다. 오래된 퇴적물은 또한 진단에 의해 부패하기 쉽습니다. 데이터의 해상도와 신뢰도는 시간이 지남에 따라 감소합니다.

기후에 대한 대용치

얼음

산악 빙하와 극지방의 만년설/빙상은 고생대 기후학에 많은 자료를 제공합니다. 그린란드와 남극 대륙의 만년설에 있는 얼음 코어링 프로젝트는 EPICA 프로젝트의 경우 80만 년이 넘는 수십만 년 전으로 거슬러 올라가는 데이터를 산출했습니다.

  • 만년설의 무게로 빙하 속의 눈이 얼음으로 압축되면서 눈 속에 갇힌 공기가 작은 거품에 둘러싸이게 됩니다. 갇힌 공기는 얼음이 형성될 때부터 공기의 구성을 직접 측정할 수 있는 매우 귀중한 원천임이 입증되었습니다.
  • 층화는 얼음 축적의 계절적 일시 정지로 인해 관찰될 수 있으며, 중심부의 특정 깊이를 시간 범위와 연관시켜 연대를 설정하는 데 사용될 수 있습니다.
  • 층 두께의 변화는 강수나 온도의 변화를 결정하는 데 사용될 수 있습니다.
  • 얼음층의 산소-18 양 변화(δO)는 평균 해양 표면 온도 변화를 나타냅니다. 더 무거운 O-18을 포함하는 물 분자는 일반 산소-16 동위원소를 포함하는 물 분자보다 더 높은 온도에서 증발합니다. O-18 대 O-16의 비율은 기온이 올라갈수록 높아지겠습니다. 그것은 또한 물의 염도와 빙상에 갇혀 있는 물의 양과 같은 다른 요소들에 달려 있습니다. 동위원소 비율의 다양한 주기가 감지되었습니다.
  • 꽃가루는 얼음 코어에서 관찰되었으며 층이 형성되면서 어떤 식물이 존재했는지 이해하는 데 사용할 수 있습니다. 꽃가루는 풍부하게 생산되며 그 분포는 일반적으로 잘 알려져 있습니다. 특정 층의 꽃가루 수는 해당 층의 통제된 표본에서 유형(모양)에 따라 분류된 꽃가루의 총량을 관찰함으로써 생성될 수 있습니다. 시간에 따른 식물 빈도의 변화는 중심부의 꽃가루 수에 대한 통계 분석을 통해 표시할 수 있습니다. 어떤 식물이 존재하는지 알면 강수량과 기온, 존재하는 동물의 종류를 이해할 수 있습니다. 고생물학에는 이러한 목적을 위한 꽃가루 연구가 포함됩니다.
  • 화산재는 일부 층에 포함되어 있으며, 층이 형성되는 시간을 설정하는 데 사용할 수 있습니다. 각각의 화산 사건은 독특한 특성(입자의 모양과 색, 화학적 특징)을 가진 화산재를 분배했습니다. 재의 출처를 설정하면 얼음 층과 연관되는 시간 범위가 설정됩니다.

유럽 남극대륙 얼음 코링 프로젝트(EPICA)라는 다국적 컨소시엄이 남극 동쪽 빙상의 돔 C에 얼음 핵을 뚫어 약 80만 년 전의 얼음을 회수했습니다.[6] 국제 빙핵 공동체는 IPICS(International Partnership in Ice Core Sciences)의 후원 하에 남극 대륙에서 가능한 가장 오래된 빙핵 기록을 얻기 위한 우선적인 프로젝트를 정의했습니다. 이는 150만 년 전으로 거슬러 올라가거나 거의 도달한 빙핵 기록입니다.[7]

덴드로기후학

주 기사: 덴드로기후학

기후 정보는 나무의 성장 변화에 대한 이해를 통해 얻을 수 있습니다. 일반적으로 나무는 성장 속도를 높이거나 늦추는 방식으로 기후 변수의 변화에 대응하며, 이는 일반적으로 성장 고리의 두께를 더 크게 또는 더 작게 반영합니다. 그러나 다른 종들은 기후 변수의 변화에 다른 방식으로 반응합니다. 특정 지역의 많은 살아있는 나무들의 정보를 모아서 트리링 기록이 세워집니다.

부패에서 벗어난 오래된 온전한 목재는 링 깊이 변화를 동시대 표본과 일치시켜 기록이 다루는 시간을 연장할 수 있습니다. 그 방법을 사용하여 일부 지역에는 수천 년 전의 나무 고리 기록이 있습니다. 현대 기록과 연결되지 않은 오래된 목재는 일반적으로 방사성 탄소 기술로 연대를 측정할 수 있습니다. 트리링 기록은 특정 지역에 해당하는 강수량, 기온, 수문, 화재 등에 대한 정보를 생성하는 데 사용될 수 있습니다.

퇴적물 내용물

더 긴 시간 규모에서 지질학자들은 데이터를 위해 퇴적 기록을 참조해야 합니다.

  • 때때로 암석을 형성하기 위해 암석화된 퇴적물은 보존된 식물, 동물, 플랑크톤 또는 꽃가루의 잔재를 포함할 수 있으며, 이는 특정 기후 지역의 특징일 수 있습니다.
  • 알케논과 같은 바이오마커 분자는 형성 온도에 대한 정보를 산출할 수 있습니다.
  • 화학적 서명, 특히 Foraminifera 테스트에서 석회석의 Mg/Ca 비율을 사용하여 과거 온도를 재구성할 수 있습니다.
  • 동위원소 비율은 추가 정보를 제공할 수 있습니다. 구체적으로, δO 기록은 온도와 얼음 부피의 변화에 대응하고, δC 기록은 종종 분리하기 어려운 다양한 요인을 반영합니다.
해저 코어 샘플은 샘플이 채취된 해저의 정확한 지점을 식별하기 위해 라벨이 붙어 있습니다. 인근 지역의 퇴적물은 화학적, 생물학적 조성에서 상당한 차이를 보일 수 있습니다.
퇴적시설

더 긴 시간으로 볼 때, 암석 기록은 해수면 상승과 하강의 징후를 보여줄 수 있으며, "화석화된" 모래 언덕과 같은 특징들을 확인할 수 있습니다. 과학자들은 수십억 년 전의 퇴적암을 연구함으로써 장기적인 기후를 파악할 수 있습니다. 지구 역사를 별개의 시기로 구분하는 것은 주로 조건의 주요 변화를 구분하는 퇴적암 층의 가시적인 변화에 기반을 두고 있습니다. 종종 기후의 주요 변화를 포함합니다.

공생연대학

산호(공경 연대학 참조)

산호 "고리"는 수온, 담수 유입, pH 변화, 파도 작용과 같은 다른 것들에 반응한다는 점을 제외하고는 나무 고리와 비슷합니다. 거기서 특정 장비를 사용하여 지난 몇 세기 동안 해수면 온도와 수질 염도를 도출할 수 있습니다. 산호 홍조류의 δO는 많은 전통적인 기술이 제한적인 고위도와 열대 지방에서 해수면 온도와 해수면 염도를 결합하는 유용한 대용물을 제공합니다.

경관 및 지형

기후 지형학 내에서 고대 기후를 추론하기 위해 유물 지형을 연구하는 것이 한 가지 접근법입니다.[10] 과거의 기후 지형학에 대해 종종 우려하는 것은 때때로 역사 지질학의 주제로 여겨집니다.[11] 기후 지형학은 최근(4차, 홀로세) 대규모 기후 변화를 연구하는 데 제한적으로 사용되는데, 이는 지형학 기록에서 거의 식별할 수 없기 때문입니다.[12]

대리시기

지구 연대학 분야는 과학자들이 특정 프록시가 얼마나 오래되었는지 결정하는 데 노력하고 있습니다. 트리 링과 산호의 최근 대리 보관소의 경우 개별 연도 링을 세고 정확한 연도를 결정할 수 있습니다. 방사성 연대 측정은 프록시에서 방사성 원소의 특성을 사용합니다. 더 오래된 물질에서는 더 많은 방사성 물질이 붕괴되고 다른 원소의 비율이 더 새로운 프록시와 다를 것입니다. 방사성 연대 측정의 한 예는 방사성 탄소 연대 측정입니다. 공기 중에서 우주선은 끊임없이 질소를 특정한 방사성 탄소 동위원소인 C로 바꿉니다. 식물이 이 탄소를 이용해 성장하면, 이 동위원소는 더 이상 보충되지 않고 부패하기 시작합니다. '보통' 탄소와 탄소-14의 비율은 식물 물질이 대기에 얼마나 오랫동안 접촉하지 않았는지를 알려줍니다.[13]

지구 역사상 주목할 만한 기후 현상

참고 항목: 기후사, 빙하기, 지구사의 시기와 사건 목록

정확한 기후 현상에 대한 지식은 기록이 과거로 거슬러 올라갈수록 감소하지만 몇 가지 주목할 만한 기후 현상이 알려져 있습니다.

대기의 역사

참고 항목: 지구의 대기와 지구의 역사

가장 이른 대기

첫 번째 대기는 주로 수소인 태양 성운의 가스로 이루어졌을 것입니다. 게다가, 현재 목성이나 토성 같은 거대한 가스 행성, 특히 수증기, 메탄, 암모니아와 같은 단순한 수소화물도 있었을 것입니다. 태양 성운이 사라지면서 가스는 부분적으로 태양풍에 의해 떨어져 나갔을 것입니다.[14]

세컨드 분위기

주로 질소, 이산화탄소 및 불활성 가스로 구성된 다음 대기는 화산 활동에서 나오는 가스로 생성되었으며, 거대한 소행성에 의한 지구의 후기 집중 폭격 동안 생성된 가스로 보충되었습니다.[14] 이산화탄소 배출의 대부분은 곧 물에 녹아 탄산염 침전물을 쌓았습니다.

물과 관련된 퇴적물은 38억 년 전부터 발견되었습니다.[15] 약 34억 년 전, 질소는 당시 안정된 "제2의 대기"의 주요 부분이었습니다. 대기의 역사에서 생명체의 영향력을 고려해야 하는 이유는 초기 생명체의 흔적이 이르면 35억 년 전으로 거슬러 올라가기 때문입니다.[16] 초기 태양의 30% 낮은 태양 광량(오늘날 대비)과 완벽하게 일치하지 않는다는 사실은 "희미한 젊은 태양의 역설"로 설명되어 왔습니다.

그러나 지질학적 기록은 지구의 완전한 초기 온도 기록 동안 약 24억 년 전의 차가운 빙하기를 제외하고는 지속적으로 상대적으로 따뜻한 표면을 보여줍니다. 후기에, 27억년 전의 스트로마톨라이트 화석으로 발견된 광합성을 하는 시아노박테리아(대산소화 사건 참조)로 보아 산소를 함유한 대기가 발달하기 시작했습니다. 초기의 기본 탄소 동위원소(동위원소 비율)는 오늘날 발견되는 것과 매우 일치하며, 이는 탄소 순환의 기본적인 특징이 이미 40억 년 전에 확립되었음을 시사합니다.

제3기압

판구조론에 의한 대륙의 끊임없는 재배열은 이산화탄소를 대규모의 대륙 탄산염 저장고로 이동시킴으로써 대기의 장기적인 진화에 영향을 미칩니다. 활성산소는 약 24억 년 전, 대산소화 사건 때까지만 해도 대기 중에 존재하지 않았으며, 그 모습은 쇠띠 형성이 끝날 때쯤으로 표시됩니다. 그때까지 광합성으로 생성된 산소는 환원된 물질, 특히 철의 산화에 의해 소비되었습니다. 산소의 생성 속도가 환원 물질의 가용성을 초과하기 시작할 때까지 유리 산소의 분자는 대기 중에 축적되기 시작했습니다. 그 지점은 환원 분위기에서 산화 분위기로 전환된 것이었습니다. O는2 선캄브리아기 말까지 15% 이상의 정상 상태에 도달할 때까지 주요 변화를 보였습니다.[17] 다음 시간대는 페네로조이콘으로 산소 호흡을 하는 중생대 생명체가 나타나기 시작했습니다.

대기 중 산소의 양은 지난 6억 년 동안 변동이 심해져 석탄기에는 최고치인 35%[18]를 기록했는데, 이는 오늘날의 21%보다 훨씬 높은 수치입니다. 두 가지 주요 과정이 대기의 변화를 지배합니다: 식물은 대기에서 이산화탄소를 사용하여 산소를 방출하고 황철석과 화산 분출의 분해는 황을 대기로 방출하여 산화시켜 대기에 있는 산소의 양을 줄입니다. 하지만, 화산 폭발은 식물이 산소로 전환할 수 있는 이산화탄소도 방출합니다. 대기 중 산소량 변화의 정확한 원인은 밝혀지지 않았습니다. 대기 중 산소가 많은 시기는 동물의 급격한 발달과 관련이 있습니다. 오늘날의 대기는 21%의 산소를 함유하고 있으며, 이는 동물의 빠른 발달에 충분한 양입니다.[19]

지질시대의 기후

파란색으로 표시된 빙하의 연대표
참고 항목: 빙하의 연대표
  • 후론 빙하기는 지구 역사상 처음으로 알려진 빙하기로 2,400만 년 전부터 2,100만 년 전까지 지속되었습니다.
  • 극저온 빙하기는 7억 2천만 년 전부터 6억 3천 5백만 년 전까지 지속되었습니다.
  • 안데스-사하라 빙하기는 4억 5천만 년 전부터 4억 2천만 년 전까지 지속되었습니다.
  • 카루 빙하기는 3억 6천만 년 전부터 2억 6천만 년 전까지 지속되었습니다.
  • 4차 빙하기는 현재의 빙하기로 258만 년 전에 시작되었습니다.

2020년에 과학자들은 지난 6천 6백만 년 동안 지구 기후의 변화에 대한 지속적이고 높은 충실도의 기록을 발표하고 온실 가스 수준과 극지방 빙상 부피의 변화를 포함하는 전환으로 분리된 4개의 기후 상태를 확인했습니다. 그들은 다양한 출처의 데이터를 통합했습니다. 공룡 멸종 이후 가장 따뜻한 기후 상태인 "온실"은 56 Mya에서 47 Mya까지 견디며 현대 평균 기온보다 ~14 °C 더 따뜻했습니다.[20][21]

선캄브리아기 기후

주 기사: 선캄브리아기

선캄브리아기 후기의 기후는 지구의 많은 부분에 퍼져있는 몇몇 주요한 빙하현상들을 보여주었습니다. 이 시기에 대륙들은 로디니아 초대륙에서 뭉쳤습니다. 거대한 틸라이트 퇴적물과 비정상적인 동위원소 서명이 발견되어 스노우볼 어스 가설이 세워졌습니다. 원생대의 언이 끝나갈 무렵, 지구는 따뜻해지기 시작했습니다. 캄브리아기와 판에로조틱의 새벽 무렵, 캄브리아기의 폭발로 생명체들은 지구 평균 기온이 약 22 °C로 풍부했습니다.

고생대 기후

지난 5억 년 동안 산소-18 비율의 변화, 환경 변화를 나타냄
주 기사: Phanerozoic

산업화 이전 시대의 주요 동인은 태양의 변화, 화산재 및 호기, 태양을 향한 지구의 상대적인 움직임, 주요 해류, 유역 및 해양 진동에 대한 구조적으로 유발된 영향이었습니다. 초기 인류의 대기 중 이산화탄소 농도 증가는 지구 온도 증가를 주도하거나 증폭시키는 것과 관련이 있습니다.[22] Royer et al. 2004년에는[23] 나머지 판에로조류에 대한 기후 민감성이 발견되었으며, 이는 오늘날의 현대적인 가치 범위와 유사한 것으로 계산되었습니다.

완전히 빙하가 있는 지구와 얼음이 없는 지구 사이의 지구 평균 온도의 차이는 10°C로 추정되지만 고위도에서는 훨씬 더 큰 변화가 관찰되고 저위도에서는 더 작은 변화가 관찰됩니다.[citation needed] 대규모 빙상 개발을 위한 한 가지 요구 사항은 극지 또는 그 근처에 대륙 육지 덩어리를 배열하는 것으로 보입니다. 판 구조론에 의한 대륙의 끊임없는 재배열은 또한 장기적인 기후 진화를 형성할 수 있습니다. 그러나 극지방의 땅덩어리의 유무는 빙하를 보장하거나 극지방의 만년설을 배제하기에 충분하지 않습니다. 남극과 비슷한 극지방의 땅덩어리가 빙상이 아닌 낙엽수림의 서식지였던 지구 기후에 과거 따뜻한 시기의 증거가 존재합니다.

쥐라기와 백악기 사이의 비교적 따뜻한 국지적 최소점은 판게아 초대륙의 붕괴로 인한 섭입과 중해 능선 화산[24] 활동의 증가와 함께 진행됩니다.

더운 기후와 추운 기후 사이의 장기적인 진화에 겹쳐진 것은 기후의 많은 단기적인 변동이 현재 빙하기의 다양한 빙하 및 간빙 상태와 유사하고 때로는 더 심각했습니다. Paleocene-Eocene Thermal Maximum과 같은 가장 심각한 변동 중 일부는 바다에 있는 천연 메탄 클라스레이트 저장소의 갑작스러운 붕괴로 인한 급격한 기후 변화와 관련이 있을 수 있습니다.[25]

운석 충돌 후 심각한 기후 변화를 유발한 유사한 단일 사건이 백악기-팔레기네 멸종 사건의 이유로 제안되었습니다. 다른 주요 임계점은 페름기-트라이아스기 및 오르도비스기-실루리아 멸종 사건이며 다양한 이유가 제시됩니다.

사차성 기후

지난 80만 년 동안의 얼음 핵 데이터(x축 값은 "1950년 이전의 나이"를 나타내므로 오늘 날짜는 그래프 왼쪽에 있고 이전 시간은 오른쪽에 있습니다. 파란색 곡선은 온도,[26] 빨간색 곡선은 대기 중 CO2 농도,[27] 갈색 곡선은 먼지 플럭스입니다.[28][29] 참고로 빙하-빙하 주기의 길이는 평균 ~100,000년입니다.
홀로세 온도 변화
주 기사: 사분오열
참고 항목: 지난 2,000년 동안의 대규모 온도 재구성 목록

4차 지질학적 시기는 현재의 기후를 포함합니다. 지난 220만년에서 210만년 동안 빙하기의 주기가 있었습니다. (네오젠 시대 후기의 제 4기 이전부터 시작되었습니다.)

오른쪽 그림에서 주기의 강한 120,000년 주기와 곡선의 현저한 비대칭을 주목하십시오. 이 비대칭성은 피드백 메커니즘의 복잡한 상호작용에서 기인하는 것으로 여겨집니다. 빙하기는 점진적인 단계에 의해 심화되는 것으로 관찰되었지만, 간빙기 상태로의 회복은 큰 단계에서 발생합니다.

왼쪽 그래프는 다양한 출처에서 지난 12,000년 동안의 온도 변화를 보여줍니다. 두꺼운 검은색 곡선은 평균입니다.

기후 강제력

주 기사: 기후 강제력

기후 강제력은 지구가 받는 복사 에너지(태양광)와 우주로 나가는 장파 복사 사이의 차이입니다. 이러한 복사력은 지구 표면에 대한 1제곱미터당 와트 단위로 대류권의 CO2 양을 기준으로 정량화됩니다.[30] 들어오는 에너지와 나가는 에너지의 복사 균형에 따라 지구는 따뜻해지거나 식습니다. 지구 복사 균형은 태양 일사량의 변화와 온실가스와 에어로졸의 농도에서 비롯됩니다. 기후 변화는 지구권의 내부 과정 및/또는 그에 따른 외부 힘에 의한 것일 수 있습니다.[31]

내부 프로세스 및 강제

지구의 기후 시스템은 대기, 생물권, 극저온, 수권, 암석권을 포함하며,[32] 지구의 영역으로부터 이러한 과정들의 합이 기후에 영향을 미칩니다. 온실 가스는 기후 시스템의 내부 힘으로 작용합니다. 기후 과학과 고기후학에 대한 특별한 관심은 힘의 합에 대한 반응으로 지구 기후 민감성에 대한 연구에 집중합니다.

예:

외력

  • 밀란코비치 주기는 태양까지의 지구 거리와 위치를 결정합니다. 일사량은 지구가 받는 일사량의 총량입니다.
  • 화산 폭발은 내부적인 힘으로 여겨집니다.[33]
  • 대기나 토지 이용의 구성에 대한 인간의 변화.[33]

매커니즘

수백만 년의 시간 규모로, 산맥의 융기와 그에 따른 암석과 토양의 풍화 과정과 지각판의 제출은 탄소 순환의 중요한 부분입니다.[34][35][36] 풍화작용은 광물과 화학물질의 반응(특히 규산염 풍화작용과2 CO의 반응)에 의해 CO를22 대기에서 제거하고 복사력을 감소시킴으로써 CO를 격리시킵니다. 반대의 효과는 대기 중으로2 CO를 방출하여 빙하기(빙하기) 주기에 영향을 줌으로써 자연적인 온실 효과를 일으키는 화산 활동입니다. 짐 한센은 인간이 과거에 자연적인 과정보다 만 배나 더 빨리 이산화탄소를2 배출한다고 제안했습니다.[37]

빙하의 역학과 대륙의 위치 (그리고 관련된 식생의 변화)는 지구 기후의 장기적인 진화에 중요한 요소였습니다.[38] 또한2 CO와 기온 사이에는 밀접한 상관관계가 있는데, CO는2 지구 역사상 지구 온도를 강력하게 통제하고 있습니다.[39]

참고 항목

참고문헌

메모들

  1. ^ Bradley, Raymond (2015). Paleoclimatology: Reconstructing Climates of the Quaternary. Oxford: Elsevier. p. 1. ISBN 978-0-12-386913-5.
  2. ^ Sahney, S. & Benton, M.J. (2008). "Recovery from the most profound mass extinction of all time". Proceedings of the Royal Society B: Biological Sciences. 275 (1636): 759–65. doi:10.1098/rspb.2007.1370. PMC 2596898. PMID 18198148.
  3. ^ Cron in 2010, p. 1
  4. ^ a b c Fairbridge, Rhodes (31 October 2008). "history of paleoclimatology". In Gornitz, Vivien (ed.). Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. Springer Nature. pp. 414–426. ISBN 978-1-4020-4551-6.
  5. ^ a b c Cronin, Thomas M. (1999). Principles of Paleoclimatology. Columbia University Press. pp. 8–10. ISBN 9780231503044.
  6. ^ Jouzel, Jean; Masson-Delmotte, V.; Cattani, O.; Dreyfus, G.; Falourd, S.; Hoffmann, G.; Minster, B.; Nouet, J.; et al. (10 August 2007). "Orbital and Millennial Antarctic Climate Variability over the Past 800,000 Years" (PDF). Science. 317 (5839): 793–796. Bibcode:2007Sci...317..793J. doi:10.1126/science.1141038. PMID 17615306. S2CID 30125808.
  7. ^ "Page 1 1 International Partnerships in Ice Core Sciences (IPICS) The oldest ice core: A 1.5 million year record of climate and greenhouse gases from Antarctica". Retrieved 22 September 2011.
  8. ^ Halfar, J.; Steneck, R.S.; Joachimski, M.; Kronz, A.; Wanamaker, A.D. (2008). "Coralline red algae as high-resolution climate recorders". Geology. 36 (6): 463. Bibcode:2008Geo....36..463H. doi:10.1130/G24635A.1. S2CID 129376515.
  9. ^ Cobb, K.; Charles, C. D.; Cheng, H; Edwards, R. L. (2003). "El Nino/Southern Oscillation and tropical Pacific climate during the past millennium". Nature. 424 (6946): 271–6. Bibcode:2003Natur.424..271C. doi:10.1038/nature01779. PMID 12867972. S2CID 6088699.
  10. ^ Gutiérrez, Mateo; Gutiérrez, Francisco (2013). "Climatic Geomorphology". Treatise on Geomorphology. Vol. 13. pp. 115–131.
  11. ^ Gutiérrez, Mateo, ed. (2005). "Chapter 1 Climatic geomorphology". Developments in Earth Surface Processes. Vol. 8. pp. 3–32. doi:10.1016/S0928-2025(05)80051-3. ISBN 978-0-444-51794-4.
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