古海洋学

古海洋学は、循環、化学、生物学、地質学、堆積パターン、生物生産性の観点から、地質学的過去の海洋の歴史を研究する学問です。環境モデルやさまざまなプロキシを使用した古海洋学研究により、科学界はさまざまな間隔で過去の気候を再構築することで、地球の気候における海洋プロセスの役割を評価することができます。古海洋学研究は、古気候学とも密接に結びついています。

古海洋学では、世界の海洋の過去の状態と進化に関する情報を推測する方法として、いわゆるプロキシ法を利用しています。いくつかの地球化学的プロキシツールには、長鎖有機分子（アルケノンなど）、安定同位体と放射性同位体、微量金属が含まれます。^{[1]さらに、化石や貝殻（テスト）を豊富に含む堆積物コアも有用です。古海洋学の分野は、}堆積学​​と古生物学 に密接に関連しています。

海面温度（SST）の記録は、プランクトン、アルケノンなどの長鎖有機分子、海面近くの熱帯サンゴ、軟体動物の殻からの分泌物中の酸素同位体比とマグネシウムとカルシウムの比（Mg / Ca）を使用して、深海堆積物コアから抽出できます。^[2]

酸素同位体比（δ ¹⁸ O）は、温度が同位体比に影響を及ぼすため、SST の再構築に役立ちます。プランクトンは殻を作る際に酸素を吸収し、海水と熱力学的平衡状態にある限り、より暖かい水域で形成されるとδ ^{18 O は少なくなります。 [3]} これらの殻が沈殿すると、沈んで海底に堆積物を形成します。その δ ¹⁸ O を使用して過去の SST を推測できます。^[4] ただし、酸素同位体比は完全な代理指標ではありません。大陸氷床に閉じ込められた氷の量は、 δ ^{18 O の影響を与える可能性があります。 δ 18} Oの値が低い淡水は大陸氷床に閉じ込められるため、氷河期には海水の δ ¹⁸ O が上昇し、この時期に形成された方解石殻の δ ¹⁸ O 値は大きくなります。^{[5] [6]}

CaCO ₃殻のカルシウムがマグネシウムに置き換わっていることは、殻が形成された海面水温の代理として使用できます。Mg/Ca 比には、温度以外にも、生命への影響、殻の洗浄、死後および堆積後の溶解の影響など、いくつかの影響要因があります。^[2] 他の影響は別として、Mg/Ca 比は、最終氷期に発生した熱帯寒冷化をうまく定量化しました。^[7]

アルケノンは光合成藻類によって生成される長鎖の複雑な有機分子です。温度に敏感で、海洋堆積物から抽出できます。アルケノンを使用すると、SST と藻類のより直接的な関係が表れ、CaCO ₃研究に必要な生物的および物理的・化学的熱力学的関係を知る必要がなくなります。^[8]アルケノンを使用するもう 1 つの利点は、光合成の産物であるため、上層表面の太陽光で生成されることです。そのため、表面近くの SST をより適切に記録できます。^[2]

深海の温度履歴を推測するために最も一般的に使用される代理指標は、底生有孔虫と貝形虫のMg/Ca比です。Mg/Ca比から推測される温度は、後期更新世の氷河期に深海が最大3℃冷却されたことを確認しています。^{[2]注目すべき研究の1つは、} Learら による研究です。[2002]彼らは、さまざまな深さをカバーする9つの場所で、最大6つの異なる底生有孔虫（場所によって異なります）の底水温度をMg/Ca比に較正しました。^[9]著者らは、底水温度をMg/Ca比に較正する指数形式をとる式を発見しました。

${\displaystyle \mathrm {Mg/Ca} =0.867\pm 0.049*\exp(0.109\pm 0.007*\mathrm {BWT} ):}$

ここでMg/Caは底生有孔虫に含まれるMg/Ca比、BWTは底水温である。^[10]

堆積物の記録は、私たちの過去について多くのことを教えてくれ、未来への推論に役立ちます。古海洋学のこの分野は、1930 年代以前にまで遡る研究もあり、新しいものではありません。^[11]    現代の時間スケールの再構築研究は、堆積物コアスキャン法を使用して進歩しました。これらの方法により、南極の氷床コア記録で行われた研究と同様の研究が可能になりました。^[12] これらの記録は、珪藻の総量を測定するなどの古生産性方法を使用して、特定の時間に存在する生物の相対的な豊富さに関する情報を提供します。^[13 ]また、記録は、チュクチ-アラスカとカナダのボーフォート縁辺部の堆積物の記録に関する研究で説明したように、歴史的な気象パターンと海洋循環に関する情報も提供します。^[14]

塩分濃度は、古記録から推測するのがより難しい量です。 コア記録の重水素過剰は、酸素同位体よりも海面塩分のより正確な推測を提供し、珪藻類などの特定の種は、特定の塩分濃度領域に限定される珪藻類の相対的存在量により、半定量的な塩分濃度記録を提供できます。 ^{[15]地球全体の}水循環と海洋の塩分バランスに変化があり、北大西洋は塩分濃度が高くなり、亜熱帯インド洋と太平洋は塩分濃度が低くなっています。^{[16] [17]}水循環の変化に伴い、塩分と塩分躍層の垂直分布にも変化がありました。^[18]淡水の大量流入と塩分濃度の変化も、海氷面積の減少に寄与する可能性があります。^[19]

過去の海洋循環とその変化を推測するために、いくつかのプロキシ方法が使用されてきた。それらには、炭素同位体比、カドミウム/カルシウム（Cd/Ca）比、プロトアクチニウム/トリウム同位体（²³¹ Paおよび²³⁰ Th）、放射性炭素活動（δ14 ^C）、ネオジム同位体（¹⁴³ Ndおよび¹⁴⁴ Nd）、および選別可能なシルト（10〜63 μmの深海堆積物の割合）が含まれる。^[2] 炭素同位体比とカドミウム/カルシウム比のプロキシが使用されるのは、その比率の変動が部分的に底層水の化学変化によるものであり、それが深層水の形成源に関係しているためである。^{[20] [21]} しかし、これらの比率は生物学的、生態学的、および地球化学的プロセスの影響を受け、循環の推測を複雑にする。

含まれるすべてのプロキシは、子午線循環の挙動を推測するのに役立ちます。^[2] たとえば、McManus et al. [2004] は、プロトアクチニウム/トリウム同位体 ( ²³¹ Pa と²³⁰ Th) を使用して、大西洋子午線循環が最終氷期にほぼ (または完全に) 停止していたことを示しました。^{[22] 231} Pa と²³⁰ Th はどちらも海水中の溶解ウランの放射性崩壊によって生成され、^{231 Pa は230} Thよりも長く水柱に留まることができます。231 Pa の滞留時間は約 100～200 年であるのに対し、²³⁰ Th は約 20～40 年です。^[22] 現在の大西洋と現在の子午線循環では、^{230 Thの}南極海への輸送は滞留時間が短いため最小限であり、²³¹ Pa の輸送は多くなります。その結果、マクマナスら [2004] は、北緯 33 度、西経 57 度、深さ 4.5 km のコアで比較的低い²³¹ Pa / ^{230 Th 比を発見しました。氷河期に（仮説どおり）転覆循環が停止すると、 231} Pa が南極海に除去されないため、²³¹ Pa / ^{230 Th 比が上昇します。マクマナスら [2004] はまた、ヤンガードリアス期に231} Pa / ²³⁰ Th 比がわずかに上昇したことを指摘しています。ヤンガードリアス期は、気候史において転覆循環が弱まったと考えられている別の時期です。^[22]

ホウ素同位体比（δ ¹¹ B）は、海洋の酸性度、 pH 、アルカリ度の最近および千年スケールの変化を推測するために使用できます。これらの変化は主に大気中のCO ₂濃度と海洋中の重炭酸イオン濃度によって左右されます。δ ^{11 Bは南西太平洋のサンゴで海洋pHに応じて変化することが確認されており、}太平洋十年規模振動（PDO）などの気候変動が、大気中のCO ₂濃度の上昇による海洋酸性化の影響を調整できることを示しています。^[23]プランクトンの殻におけるδ ^{11 Bの別の用途は、過去数百万年間の大気中のCO} ₂濃度の間接的なプロキシとして使用できます。^[24]

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