Jak określić temperaturę dziesiątki milionów lat temu? Żadne rdzenie lodowe nie sięgają przecież tak daleko w przeszłość – w tak odległej przeszłości w ogóle nie było na Ziemi lodu.
Możemy skorzystać jednak z innych rdzeni – osadów oceanicznych. Przez wiele milionów lat deszcz martwych resztek organizmów morskich opadał na dno, gromadząc się na nim w osadach. Możemy pobierać te osady w wielu miejscach rozproszonych po całym świecie po prostu wpuszczając w dno długą rurę, zamykając jej dolny koniec i wyciągając całość na powierzchnię. Osady układają się warstwami, które możemy datować, podobnie jak w przypadku rdzeni lodowych. Możemy następnie badać tworzące osady szczątki organiczne – względne zawartości pierwiastków w szkielecikach, proporcje izotopów czy grubości błon lipidowych. Mamy do dyspozycji wiele różnorodnych metod, których wyniki możemy porównywać zarówno ze sobą nawzajem, jak i dla ostatnich setek tysięcy lat z pomiarami z rdzeni lodowych. Jednym ze sposobów mierzenia dawnych temperatur jest analiza składu izotopowego muszli malutkich zwierzątek, takich jak foraminifera.
Szkielecik foraminifera z osadów oceanicznych.
Zwierzątko pobiera z wody wapń, dwutlenek węgla i tlen, budując z nich swój szkielet z węglanu wapnia (CaCO3). Znajdujący się w wodzie tlen występuje w dwóch izotopach – lekkim 16O i cięższym 18O. W zależności od temperatury, foraminifery wbudowują w siebie te izotopy w różnych proporcjach – możemy tą zależność zmierzyć i wykalibrować w laboratorium. Im temperatura jest wyższa, tym większa jest ilość lekkiego tlenu 16O względem cięższego 18O. Mamy więc termometr, który pozwala nam wykonać pomiary sięgające na dziesiątki, a nawet setki milionów lat w przeszłość. Owszem, trzeba dokonać korekt na zmiany względnej ilości izotopów tlenu w oceanach związanej z istnieniem czap lodowcowych, do których trafia więcej lekkiego tlenu 16O (bo jako lżejszy łatwiej wyparowuje z oceanu), przez co w oceanach pozostaje względnie więcej ciężkiego tlenu 18O. Dzięki jednak pomiarom rdzeni lodowych można wykonać taką kalibrację. W ten sposób otrzymujemy informacje o temperaturach panujących w głębinach oceanicznych podczas minionych milionów lat. Możemy je przełożyć na temperatury powierzchni – temperatura w głębinach jest taka sama, jak temperatura powierzchni na wysokich szerokościach geograficznych w okresie zimowym, bo tam woda wychładza się, staje się gęsta i opada na dno oceaniczne.
Temperatury w głębinach oceanicznych w ostatnich 65 milionach lat.
Temperatura we wczesnym Kenozoiku (to okres od wymarcia dinozaurów 65 milionów lat temu do chwili obecnej) rosła, 50 milionów lat temu sięgając 13°C – w rejonach polarnych. To tyle, co obecnie w rejonach podzwrotnikowych. To dopiero są WIELKIE zmiany klimatu.
Następnie temperatura zaczęła spadać, około 34 milionów lat temu zaczęła zamarzać Antarktyda, a następnie kilka milionów lat temu Arktyka. Obecny okres jest wyjątkowo chłodny. Dlaczego takie zmiany miały miejsce?
Słońce świeciło coraz mocniej – w ciągu 65 milionów lat jego moc wzrosła o 0,65 procent, czyli około 1,5 W/m2. Skoro moc Słońca rosła, to powinno się ocieplać, a tymczasem temperatura spadała. A więc to nie zmiany energii otrzymywanej od Słońca sterowały klimatem.
Kolejnym kandydatem na przyczynę zmian klimatu jest zmiana rozmieszczenia kontynentów.
Rozmieszczenie kontynentów pod koniec ery dinozaurów 65 mln lat temu i obecnie.
Jednak 65 milionów lat temu to nie tak znowu dużo. Owszem, poszerzył się Atlantyk, Ameryki połączyły się, a poziom mórz ze względu na brak czap lodowych był wyższy o 75 metrów, ale kontynenty nie zmieniły znacząco swojego położenia, a szczególnie istotnych dla pochłaniania energii szerokości geograficznych. Naukowcy szacują, że zmiana rozmieszczenia kontynentów, mogła poskutkować zmianą wymuszenia radiacyjnego na skalę planety rzędu maksymalnie 1 W/m2.
Następna część cyklu.
