古気候学

古気候学（英文表記：palaeoclimatology ）は、気象観測機器が発明される以前の、直接測定データがなかった時代の気候を科学的に研究する学問です。 ^{[1]機器による記録は}地球の歴史のほんの一部にしか及ばないため、古代の気候を再構築することは、自然変動と現在の気候の進化を理解する上で重要です。

古気候学では、地球科学や生命科学からのさまざまな代理方法を使用して、岩石、堆積物、ボーリング孔、氷床、樹木の年輪、サンゴ、貝殻、微化石の中に以前に保存されたデータを取得します。代理の年代を測定する技術と組み合わせて、古気候の記録は地球の大気の過去の状態を決定するために使用されます。

古気候学という科学分野は20世紀に成熟した。古気候学者が研究した注目すべき期間には、地球が経験した頻繁な氷河期、ヤンガードリアスのような急速な寒冷化、そして暁新世-始新世温暖極大期の急速な温暖化などがある。環境と生物多様性の過去の変化に関する研究は、しばしば現在の状況、特に大量絶滅と生物の回復に対する気候の影響と現在の地球温暖化を反映している。^{[2] [3]}

気候が変化するという概念は、おそらく、長期間の干ばつと洪水が経験した古代エジプト、メソポタミア、インダス川流域、中国で生まれたものと思われる。 ^[4] 17世紀、ロバート・フックは、ドーセットで発見された巨大なカメの化石は、かつての温暖な気候によってのみ説明できると仮定し、それは地軸の変化によって説明できると考えた。^[4]当時、化石は聖書に出てくる洪水の結果として説明されることが多かった。^{[5] 19世紀初頭、アマチュア天文学者の}ハインリッヒ・シュヴァーベが太陽黒点の体系的な観測を開始し、太陽が地球の気候に与える影響についての議論が始まった。^[4]

古気候学の科学的研究は、氷河作用や地球の過去の気候の自然変化に関する発見が温室効果の理解に役立った19世紀初頭に形になり始めました。古気候学が統一された科学分野になったのは20世紀になってからでした。それ以前は、地球の気候史のさまざまな側面がさまざまな分野で研究されていました。^{[5] 20世紀末には、地球の古代の気候に関する実証的研究が、ますます複雑化するコンピュータモデルと組み合わされ始めました。この時期には、現在の}気候変動に関する情報を提供できる古代の類似気候を見つけるという新しい目標も生まれました。^[5]

古気候学者は、古代の気候を推定するためにさまざまな手法を採用しています。使用される手法は、どの変数を再構築する必要があるか（気温、降水量、またはその他の変数）と、対象の気候がどのくらい前に発生したかによって異なります。たとえば、ほとんどの同位体データの情報源である深海記録は、最終的には沈み込む海洋プレート上にのみ存在し、残っている最も古い物質は2億年前のものです。古い堆積物は、続成作用によって破損する傾向もあります。これは、圧力、地殻活動、流体の流れなど、岩石層が何百万年にもわたって受けた破壊によるものです。これらの要因により、多くの場合、データの質や量が低下し、時間の経過とともにデータの解像度と信頼性が低下します。

古代の気候条件を推測するために使用される特定の技術は、湖の堆積物コアと洞窟生成物の使用です。これらは、酸素、炭素、ウランを使用した元素年代測定法の中で、それぞれ堆積層と岩石成長層の分析を利用します。

直接定量測定法は、気候の変化を理解するための最も直接的なアプローチです。最近のデータと古いデータを比較することで、研究者は地域内の天候と気候の変化について基本的な理解を得ることができます。この方法には欠点があります。気候のデータは 1800 年代半ばに記録され始めたばかりです。つまり、研究者は 150 年間のデータしか利用できません。これは、10,000 年前の地域の気候をマップしようとするときには役に立ちません。ここでは、より複雑な方法を使用できます。^[8]

山岳氷河と極地の氷冠/氷床は、古気候学において多くのデータを提供します。グリーンランドと南極の氷冠における氷床コアリング プロジェクトでは、数十万年前、 EPICAプロジェクトの場合は 80 万年以上前のデータが得られました。

• 降雪はその後の年の雪の重みで氷河の中で圧縮され、その中に閉じ込められた空気は小さな泡に包まれます。閉じ込められた空気は、氷が形成された時点からの空気の組成を直接測定するための非常に貴重な情報源であることが証明されています。
• 層状構造は、氷の蓄積が季節的に休止することによって観察され、コアの特定の深さと時間の範囲を関連付けて年代順を確立するために使用できます。
• 層の厚さの変化を利用して、降水量や気温の変化を判断することができます。
• 氷層中の酸素 18 の量の変化 ( δ ¹⁸ O ) は、平均海面温度の変化を表します。重い O-18 を含む水分子は、通常の酸素 16同位体を含む水分子よりも高い温度で蒸発します。O-18 と O-16 の比率は温度が上昇するにつれて高くなりますが、水の塩分濃度や氷床に閉じ込められた水の量などの要因にも左右されます。同位体比のさまざまなサイクルが検出されています。
• 氷床コアでは花粉が観察されており、層の形成時にどの植物が存在していたかを知るために使用できます。花粉は豊富に生成され、その分布は通常よく理解されています。特定の層の花粉数は、その層の管理されたサンプルでタイプ (形状) 別に分類された花粉の総量を観察することによって生成できます。植物の頻度の経時的変化は、コア内の花粉数の統計分析によってプロットできます。どの植物が存在していたかを知ることで、降水量や気温、存在する動物の種類を理解できます。花粉学には、これらの目的のための花粉の研究が含まれます。
• いくつかの層には火山灰が含まれており、その層の形成時期を特定するために使用できます。火山活動により、独特の特性 (粒子の形状と色、化学的特徴) を持つ火山灰が分布します。火山灰の発生源を特定することで、氷の層に関連する時期がわかります。

多国籍コンソーシアムである欧州南極氷床掘削プロジェクト（EPICA）は、東南極氷床のドームCで氷床コアを掘削し、およそ80万年前の氷を採取しました。^[9]国際氷床コアコミュニティは、国際氷床コア科学パートナーシップ（IPICS）の支援の下、南極から可能な限り最古の氷床コア記録、つまり150万年前またはその前後に遡る氷床コア記録を取得することを優先プロジェクトと定めました。^[10]

気候に関する情報は、樹木の成長の変化を理解することで得られます。一般的に、樹木は気候変数の変化に応じて成長を速めたり遅らせたりします。これは通常、年輪の厚さの増減に反映されます。ただし、樹種によって気候変数の変化に対する反応は異なります。年輪記録は、特定の地域に生息する多数の樹木から情報を収集して作成されます。これは、樹木の成長年輪の数、厚さ、年輪の境界、パターンの一致を比較することで行われます。

樹木の成長年輪に現れる厚さの違いは、環境条件の質や評価対象の樹種の適応度を示すことが多い。樹種によって気候の変化に対する成長反応は異なる。同じ種の複数の樹木を評価するとともに、異なる種の樹木を評価することで、気候内の変化する変数とそれが周囲の樹種に及ぼす影響をより正確に分析することができる。^[11]

腐敗を免れた古い無傷の木材は、年輪の深さの変化を現代の標本と照合することで、記録の対象期間を延長することができます。この方法を使用すると、一部の地域では数千年前まで遡る年輪記録が残っています。現代の記録と関連付けられていない古い木材は、一般的に放射性炭素法で年代を測定できます。年輪記録を使用すると、特定の地域に対応する降水量、気温、水文学、火災に関する情報を作成できます。

より長い時間スケールでは、地質学者はデータを得るために堆積記録を参照する必要があります。

• 堆積物は、時には石化して岩石を形成し、特定の気候帯の特徴である可能性のある、保存された植物、動物、プランクトン、または花粉の残骸を含む場合があります。
• アルケノンなどのバイオマーカー分子は、その生成温度に関する情報をもたらす可能性があります。
• 化学的特徴、特に有孔虫試験における方解石のMg/Ca比は、過去の気温を再構築するために使用できます。
• 同位体比からさらに詳しい情報が得られます。具体的には、δ ¹⁸ O記録は気温や氷の体積の変化に反応し、δ ¹³ C記録はさまざまな要因を反映しており、その解明は困難な場合が多いのです。

堆積相

より長い時間スケールでは、岩石の記録に海面上昇と下降の兆候が見られることがあり、「化石化した」砂丘などの特徴を特定できます。科学者は、数十億年前まで遡る堆積岩を研究することで、長期的な気候を把握できます。地球の歴史をいくつかの期間に分けるのは、主に堆積岩層の目に見える変化に基づいており、この変化は状況の大きな変化を区別します。多くの場合、それらには気候の大きな変化が含まれます。

サンゴ（硬骨年代学も参照）

サンゴの「年輪」は樹木の成長の証拠と類似しており、同様の方法で年代測定できる。主な違いは、サンゴが反応する環境と環境内の条件である。サンゴの条件の例としては、水温、淡水流入、pH の変化、波の乱れなどがある。そこから、先進超高解像度放射計 (AVHRR) などの特殊な機器を使用して、過去数世紀の海面水温と海水塩分を導き出すことができる。サンゴ状紅藻のδ ¹⁸ O は、多くの従来の技術が制限されている高緯度および熱帯地方における海面水温と海面塩分の組み合わせの有用な代理指標となる。^{[12] [13]}

気候地形学では、残存地形を研究して古代の気候を推測するというアプローチがある。^{[14]過去の気候に関心を持つことが多いため、気候地形学は}歴史地質学のテーマであると考えられることもある。^[15]研究対象となる過去の気候の証拠は、その残した地形に見出すことができる。これらの地形の例としては、氷河地形（モレーン、条線）、砂漠の特徴（砂丘、砂漠の舗装）、海岸地形（海成段丘、海岸の尾根）などがある。^[16]気候地形学は、地形学的記録ではほとんど識別できないため、最近の（第四紀、完新世）大規模な気候変動の研究には限定的にしか役に立たない。^[17]

地質年代学の分野では、科学者たちが特定のプロキシの年齢を決定する研究を行っています。最近の木の年輪やサンゴのプロキシ アーカイブでは、個々の年輪を数えることができ、正確な年を決定できます。放射年代測定では、プロキシ内の放射性元素の特性を使用します。古い材料では、より多くの放射性物質が崩壊しており、さまざまな元素の割合は新しいプロキシとは異なります。放射年代測定の 1 つの例は、放射性炭素年代測定です。空気中では、宇宙線が窒素を特定の放射性炭素同位体である¹⁴ Cに絶えず変換します。植物がこの炭素を使用して成長すると、この同位体は補充されなくなり、崩壊し始めます。「通常の」炭素と炭素 14 の割合は、植物材料が大気と接触していない期間に関する情報を提供します。^[18]

記録が過去に遡るにつれて、正確な気候現象に関する知識は減少しますが、いくつかの注目すべき気候現象が知られています。

• かすかな若い太陽のパラドックス（開始）
• ヒューロニアン氷河期（約24億年前、おそらく大酸化イベントにより地球は完全に氷で覆われた）
• 後期新原生代スノーボールアース（約6億年前、カンブリア爆発の前兆）
• アンデス・サハラ氷河期（約4億5千万年前）
• 石炭紀の熱帯雨林の崩壊（約3億年前）
• ペルム紀-三畳紀絶滅イベント（2億5190万年前）
• 海洋無酸素事象（約1億2000万年前、9300万年前など）
• 白亜紀-古第三紀絶滅イベント（6600万年前）
• 暁新世-始新世温暖化極大期（暁新世-始新世、5500万年前）
• 最終氷期極大期（紀元前23,000年頃）
• ヤンガードリアス期/ 大寒冷期 (紀元前 11,000 年頃)
• 完新世の気候最適期（紀元前7000～3000年頃）
• 535～536年（西暦535～536年）の異常気象
• 中世温暖期（900～1300年）
• 小氷期（1300～1800年）
• 夏のない年（1816年）

最初の大気は、太陽系星雲内のガス、主に水素で構成されていた。さらに、木星や土星などの巨大ガス惑星で現在見られるような単純な水素化物、特に水蒸気、メタン、アンモニアが存在していたと思われる。太陽系星雲が消散するにつれて、ガスは太陽風によって部分的に吹き飛ばされて逃げていった。^[19]

次の大気は主に窒素、二酸化炭素、不活性ガスで構成されており、火山活動によるガス放出によって生成され、巨大な小惑星による地球への激しい衝突の際に生成されたガスによって補完されました。^[19]二酸化炭素放出の大部分はすぐに水に溶解し、炭酸塩堆積物を蓄積しました。

水に関連した堆積物は、38億年前のものと見つかっている。^[20]約34億年前、窒素は当時安定していた「第二の大気」の主要部分であった。初期の生命体の存在を示す兆候は35億年から43億年前まで遡るため、大気の歴史において生命の影響は比較的早い段階で考慮に入れなければならない。^{[21]これが、初期の太陽の太陽放射が（現在と比較して）30％低いことと完全に一致しないという事実は、「}若い太陽の弱いパラドックス」 と呼ばれている。

しかし、地質学的記録は、約 24 億年前の 1 度の寒冷な氷河期を除いて、地球の初期の気温記録全体を通じて表面が継続的に比較的温暖であったことを示している。始生代後期には、酸素を含む大気が形成され始めたが、これは明らかに光合成を行うシアノバクテリアによるもので(大酸化事件を参照) 、27 億年前のストロマトライト化石として発見されている。初期の基本的な炭素同位体 (同位体比の割合) は、今日発見されているものと非常によく一致しており、炭素循環の基本的な特徴が 40 億年前にはすでに確立されていたことを示唆している。

プレートテクトニクスによる大陸の絶え間ない再配置は、大陸の大きな炭酸塩貯蔵庫との間で二酸化炭素を移動させることによって、大気の長期的な進化に影響を与えている。自由酸素は、約24億年前の大酸化イベントの間まで大気中に存在せず、縞状鉄鉱層の終焉によってその出現が示されている。それまでは、光合成によって生成された酸素は、還元物質、特に鉄の酸化によって消費されていた。自由酸素分子は、酸素の生成速度が還元物質の利用可能性を超え始めるまで、大気中に蓄積し始めなかった。その時点が、還元大気から酸化大気への移行であった。O _{2 は、}先カンブリア時代の終わりまでに15％を超える定常状態に達するまで、大きな変動を示した。^[22]次の期間は顕生代であり、この間に酸素呼吸の後生動物の生命体が出現し始めた。

大気中の酸素量は過去6億年間にわたって変動しており、石炭紀にはピークの35% ^[23]に達し、今日の21%よりも大幅に高くなっています。大気の変化は主に2つのプロセスによって支配されています。植物は大気中の二酸化炭素を使用して酸素を放出し、黄鉄鉱を分解します。また、火山の噴火により大気中に硫黄が放出され、これが酸化されて大気中の酸素量が減少します。しかし、火山の噴火によっても二酸化炭素が放出され、植物はそれを酸素に変換できます。大気中の酸素量の変動の正確な原因はわかっていません。大気中の酸素が多い時期は、動物の急速な発達と関連しています。今日の大気には21%の酸素が含まれており、これは動物の急速な発達に十分な量です。^[24]

• ヒューロニアン氷河期は、地球史上最初の氷河期として知られており、24億年前から21億年前まで続きました。
• クライオジェニアン氷河期は7億2000万年前から6億3500万年前まで続きました。
• アンデス・サハラ氷河期は4億5000万年前から4億2000万年前まで続きました。
• カルー氷河期は3億6000万年前から2億6000万年前まで続きました。
• 第四紀氷河期は現在の氷河期であり、258万年前に始まりました。

2020年に科学者らは、過去6600万年間の地球の気候の変動に関する継続的で忠実度の高い記録を発表し、温室効果ガスレベルや極地の氷床の体積の変化などの遷移によって区切られた4つの気候状態を特定した。彼らはさまざまな情報源のデータを統合した。恐竜絶滅以来最も温暖な気候状態である「ホットハウス」は、5600万年前から4700万年前まで続き、現代の平均気温よりも約14℃高かった。^{[25] [26]}

先カンブリア時代は、地球が最初に形成された46億年前から5億4200万年前までの間に起こった。先カンブリア時代は、始生代と原生代の2つの紀に分けられ、さらに紀に細分化される。^[27]先カンブリア時代の気候の復元は、信頼できる指標が少ないことや、一般的に化石記録が十分に保存されておらず、広範囲に及ばないこと（特に顕生代と比べた場合）など、さまざまな理由で困難である。^{[28] [29]}これらの問題にもかかわらず、先カンブリア時代の歴史を通じていくつかの主要な気候イベントの証拠がある。約23億年前（原生代の始まり）に始まった大酸化イベントは、光合成生物の出現を示すバイオマーカーによって示されている。 GOE による大気中の酸素濃度の上昇により、CH ₄濃度が急速に低下して大気が冷却され、ヒューロニアン氷河期が引き起こされました。氷河期後約 1 Ga (2-0.8 Ga 年前)、地球はおそらく光合成真核生物の微化石によって示されるようにより暖かい気温と、地球の現在の酸素レベルの 5-18% の酸素レベルを経験しました。原生代末期には、さまざまな深刻度の地球規模の氷河作用の証拠があり、「スノーボール アース」を引き起こしました。^{[30]スノーボール アースは、氷河堆積物、}グレート アンコンフォーミティと呼ばれる大陸の侵食、および氷河期後に形成されるキャップ カーボネートと呼ばれる堆積岩などのさまざまな指標によって裏付けられています。^[31]

産業革命以前の時代における主な要因は、太陽の変化、火山灰と火山噴出物、太陽に対する地球の相対的な動き、および主要な海流、流域、海洋振動などの地殻変動による影響でした。顕生代初期には、大気中の二酸化炭素濃度の上昇が地球の気温上昇の促進または増幅に関係していました。^[32] Royer et al. 2004 ^{[33] は、}顕生代の残りの期間の気候感度が今日の現代の値の範囲に似ていることを発見しました。

完全に氷河のある地球と氷のない地球との全球平均気温の差は10 °Cと推定されているが、高緯度でははるかに大きな変化が見られ、低緯度ではより小さな変化が見られる。^[要出典]大規模な氷床の発達に必要な条件の1つは、極地またはその付近での大陸の陸地の配置であると思われる。プレートテクトニクスによる大陸の絶え間ない再配置も、長期的な気候の進化を形作る可能性がある。しかし、極地の陸地の有無だけでは、氷河作用を保証したり、極地の氷冠を除外したりするのに十分ではない。過去に地球の気候が温暖だった時期の証拠があり、その時には南極大陸に似た極地の陸地には氷床ではなく 落葉樹林があった。

ジュラ紀から白亜紀の間の比較的温暖な極小期は、パンゲア超大陸の分裂による沈み込みと中央海嶺火山活動の増加と一致しています^[34]。

温暖な気候と寒冷な気候の間の長期的な変化に加えて、現在の氷河期の変化する氷河期と間氷期に類似し、時にはそれよりも厳しい短期的な気候変動が数多く発生している。最も深刻な変動のいくつか、例えば暁新世-始新世温暖極大期は、海洋の天然メタンクラスレート貯蔵庫の突然の崩壊による急速な気候変化に関連している可能性がある。^[35]

隕石衝突後に引き起こされた同様の単一の深刻な気候変動が、白亜紀-古第三紀の絶滅事象の原因として提案されています。他の主要な境界としては、ペルム紀-三畳紀、およびオルドビス紀-シルル紀の絶滅事象があり、さまざまな原因が示唆されています。

第四紀の地質時代は現在の気候を含みます。過去 220 万年から 210 万年の間、氷河期のサイクルがありました(第四紀より前の新第三紀後期に始まります)。

右のグラフでは、サイクルの 12 万年の強い周期性と、曲線の顕著な非対称性に注目してください。この非対称性は、フィードバック メカニズムの複雑な相互作用の結果であると考えられています。氷河期は段階的に深くなっていきますが、間氷期の状態への回復は 1 つの大きなステップで起こることが観察されています。

左のグラフは、さまざまな情報源から得た過去 12,000 年間の気温の変化を示しています。太い黒の曲線は平均です。

気候強制力とは、地球が受ける放射エネルギー（太陽光）と宇宙に放出される長波放射の差である。このような放射強制力は、対流圏界面のCO2量_に基づいて、地球表面の1平方メートルあたりのワット単位で定量化される。^{[40]入射エネルギーと放射エネルギーの}放射バランスに応じて、地球は温暖化または冷却される。地球の放射バランスは、太陽放射量と温室効果ガスおよびエアロゾルの濃度の変化に起因している。気候変動は、地球球の内部プロセスおよび/またはそれに続く外部強制力に起因する可能性がある。^[41]

これを気候学の研究に応用する方法の1つは、CO2濃度の変化が気候全体にどのような影響を与えるかを分析することです。これは、さまざまなプロキシを使用して過去の温室効果ガス濃度を推定し、それを現在の濃度と比較することによって行われます。研究者は、地球の歴史を通じて気候変動の進行におけるそれらの役割を評価することができます。^[42]

地球の気候システムには、大気圏、生物圏、氷圏、水圏、岩石圏が関与しており、^[43]地球の各球からのこれらのプロセスの合計が気候に影響を与えます。温室効果ガスは、気候システムの内部強制力として機能します。気候科学と古気候学の特に重要な関心は、強制力の合計に対する地球の気候感度の研究に焦点を当てています。これらの強制力の合計を分析することで、科学者は地球の気候システムに関する広範囲で決定的な推定を行うことができます。これらの推定には、長期的な気候変動（離心率、黄道傾斜角歳差）、フィードバックメカニズム（氷アルベド効果）、人為的影響などのシステムの証拠が含まれます。^[44]

例:

• 熱塩循環（水圏）
• 生命（生物圏）

• ミランコビッチサイクルは、地球から太陽までの距離と位置を決定します。太陽放射量は、地球が受ける太陽放射の総量です。
• 火山の噴火は内部的な力であると考えられている。^[45]
• 大気の組成や土地利用の人間による変化。^[45]
• 人間の活動により人為的な温室効果ガスが排出され、地球温暖化とそれに伴う気候変動を引き起こします。
• 地球の気候に壊滅的な影響を及ぼす大きな小惑星は外部要因とみなされる。^[46]

数百万年のタイムスケールで見ると、山脈の隆起とそれに続く岩石や土壌の風化プロセス、およびプレートの沈み込みは、炭素循環の重要な部分です。^{[47] [48] [49]}風化は、鉱物と化学物質の反応（特にケイ酸塩の風化によるCO ₂）によってCO _2を隔離し、それによって大気からCO _{2 を除去して放射強制力を減らします。反対の効果は}火山活動で、大気中にCO _{2 を}放出することで自然の温室効果を引き起こし、氷河期サイクルに影響を与えます。ジム・ハンセンは、人間が過去の自然プロセスよりも10,000倍速くCO _{2 を}排出していると示唆しました。 ^[50]

氷床のダイナミクスと大陸の位置（および関連する植生の変化）は、地球の気候の長期的な進化において重要な要因となっています。^[51] _CO2と気温の間にも密接な相関関係があり、地球の歴史においてCO2_は地球全体の気温を強く制御してきました。^[52]

• サイクロストラティグラフィー – 堆積層序内の天文学的に強制された気候サイクルの研究
• 古大気 – 特に地質学上の過去の地球の古代の大気
• 古海洋学 – 地質学的過去の海洋の研究
• 古生態学 – 地質学的時間スケールにおける生物とその環境の相互作用の研究
• 古温度計 – 古代の気温の研究
• 古水文学 – 地質時代にわたる水文学の研究
• 古気象学 – 過去の熱帯低気圧の活動の研究
• 古地図 – プレートの再構築に基づく過去の大陸と山脈の地図
• 還元雰囲気 – 還元剤を含む雰囲気
• 歴史と先史時代の気候指標表

ウィキブック歴史地質学には、 「古気候学：序論」というトピックのページがあります。

ウィキメディア・コモンズには、古気候学に関連するメディアがあります。