プロキシ（気候）

過去の気候の研究（「古気候学」）において、気候プロキシは過去の物理的特性を保存したもので、直接的な気象測定の代わりとなり^{[1] 、科学者が地球の歴史のより長い期間にわたる}気候条件を再構築することを可能にします。気候に関する信頼できる地球規模の記録は1880年代に始まったばかりであり、プロキシは記録保存が始まる前の気候パターンを科学者が判断する唯一の手段です。

さまざまな地質学的背景から、多数の気候プロキシが研究されてきました。プロキシの例には、氷床コアからの安定同位体測定、樹木年輪の成長率、湖沼堆積物中の亜化石花粉や海洋堆積物中の有孔虫の種構成、ボーリング孔の温度プロファイル、サンゴや炭酸塩洞窟生成物の安定同位体と鉱物学などがあります。いずれの場合も、プロキシ指標は、それらが堆積または成長した時点での特定の季節気候パラメータ（夏の気温やモンスーンの強度など）の影響を受けています。気候プロキシの解釈には、プロキシの気候に対する感度の較正やプロキシ指標間の相互検証など、さまざまな補助研究が必要です。^[2]

プロキシを組み合わせることで、計測による気温記録よりも長い期間の気温再構築が可能になり、地球温暖化や気候の歴史に関する議論に役立てることができます。プロキシ記録の地理的分布は、計測による記録と同様にまったく均一ではなく、北半球に多くの記録があります。^[3]

科学では、直接測定できない変数を研究する必要がある場合があります。これは、「代理法」によって行うことができます。代理法では、対象の変数と相関する変数を測定し、それを使用して対象の変数の値を推測します。代理法は、温度を直接測定できる時代を超えた過去の気候の研究に特に役立ちます。

ほとんどの代理記録は、重複期間中に独立した気温測定、またはより直接的に較正された代理記録と比較して較正し、気温と代理記録の関係を推定する必要があります。その後、代理記録のより長い履歴を使用して、以前の期間の気温を再構築します。

氷床コアは、グリーンランド、南極、北アメリカ地域の氷床から採取された円筒形のサンプルです。 ^{[4] [5]最初の採取の試みは、}国際地球観測年の一環として1956年に行われました。採取の元々の手段として、米国陸軍の寒冷地研究工学研究所は、 1968年にグリーンランドのキャンプ・センチュリーと南極のバード基地で、長さ80フィート（24メートル）の改良型電気ドリルを使用しました。彼らの機械は、40～50分で15～20フィート（4.6～6.1メートル）の氷を掘削することができました。深さ1300～3,000フィート（910メートル）のコアサンプルは4+直径1⁄4インチ（110 mm）、長さ10〜20フィート（6.1 m）です。15〜20フィート（6.1 m）の長さのより深いサンプルも珍しくありませんでした。その後の掘削チームは、新しい作業ごとにその方法を改善しました。 ^[6]

氷床コア中の¹⁶ O と¹⁸ Oの水分子同位体の比率は、過去の気温や積雪量を判断するのに役立ちます。^[4]重い同位体( ^{18 O ) は}気温が下がると凝縮しやすくなり、降水として降りやすくなりますが、軽い同位体 ( ^{16 O ) は、より低温でないと沈殿しません。 18 O 同位体の濃度が高い場所を見つけるために}北に行く必要があるほど、その時期は温暖です。^{[さらなる説明が必要] [7]}

酸素同位体に加えて、水には水素同位体（¹ Hと² H、通常はHとD（重水素）と呼ばれる）が含まれており、温度プロキシとしても使用されます。通常、グリーンランドの氷床コアはδ18Oについて分析され^、南極の氷床コアはδ重水素について分析されます。^{[なぜ？ ]}両方を分析したコアは一致しません。^{[引用が必要]}（図では、δ18O^は氷ではなく閉じ込められた空気のものです。δDは氷のものです。）

氷の中の気泡には二酸化炭素やメタンなどの温室効果ガスが閉じ込められており、過去の気候変動を判断するのにも役立ちます。^[4]

1989年から1992年にかけて、欧州グリーンランド氷床コア掘削プロジェクトは、グリーンランド中央部の座標72°35' N、37°38' Wで掘削を行いました。そのコアの氷は、深さ770 mで3840年前のものであり、2521 mでは40,000年前のものであり、3029 mの岩盤では200,000年以上前のものでした。^[8]南極の 氷床コアは、過去650,000年間の気候記録を明らかにすることができます。^[4]

米国の氷床コア掘削地点の位置地図と完全なリストは、国立氷床コア研究所のウェブサイトに掲載されています。^[5]

年輪気候学は、主に年輪の特性から樹木から過去の気候を判断する科学です。年輪は、条件が成長に有利なときは広く、困難なときは狭くなります。2 つの主な要因は、温度と湿度/水分の可用性です。最大晩材密度 (MXD) などの年輪のその他の特性は、単純な年輪幅よりも優れた指標であることがわかっています。科学者は、年輪を使用して、過去数百年から数千年の多くの地域気候を推定してきました。複数の年輪研究を組み合わせることで (場合によっては他の気候指標記録と組み合わせて)、科学者は過去の地域的および地球規模の気候を推定してきました (過去 1000 年間の気温記録を参照)。

古気候学者は、過去の気候における平均年間気温を再構築するために葉の歯をよく使用し、葉の大きさを平均年間降水量の代理として使用します。^[9]平均年間降水量の再構築の場合、一部の研究者は、化石記録ではタフォノミクスのプロセスによって小さな葉が過剰に表れ、再構築に偏りが生じる可能性があると考えています。^[10]しかし、最近の研究では、葉の化石記録は小さな葉に大きく偏っていない可能性があることが示唆されています。^{[11]新しいアプローチでは、化石の葉の}気孔と同位体組成から過去の大気のCO ₂含有量などのデータを取得し、細胞内のCO _{2濃度を測定します。2014年の研究では、}炭素13同位体比を使用して過去4億年間のCO ₂量を推定することができ、この結果はCO _{2濃度に対する}気候の感受性が高まっていることを示唆しています。^[12]

ボーリング孔の温度は温度の代理として使われる。地中を伝わる熱は遅いので、地球内部からの熱上昇の影響を考慮して調整されたボーリング孔の一連の異なる深さでの温度測定値を「反転」 (行列方程式を解く数式) して、一意ではない一連の表面温度値を生成することができる。解が「一意ではない」のは、同じボーリング孔温度プロファイルを生成する表面温度再構築が複数考えられるためである。さらに、物理的制限により、再構築は必然的に「不鮮明」になり、過去にさかのぼるほど不鮮明になる。西暦 1500 年頃の温度を再構築する場合、ボーリング孔の時間分解能は数世紀である。20 世紀初頭の解像度は数十年であるため、計測器による温度記録の有効なチェックにはならない。^{[13] [14]}ただし、それらは大まかに比較可能である。^[3]これらの確認により、古気候学者は500年前の気温を測定できるという自信を得ました。これは、100年前の気温を測定するには約492フィート（150メートル）、1,000年前の気温を測定するには1,640フィート（500メートル）の深さスケールが必要であるという結論に至りました。^[15]

ボーリングホールは、較正が不要で実際の温度を測定できるという点で、他の多くのプロキシに比べて大きな利点があります。しかし、ボーリングホールで記録されるのは表面温度であり、ほとんどの「表面」気象観測で使用される地表近くの温度 (1.5 メートル) ではありません。これらは、極端な状況や地表に雪がある場合には大幅に異なる可能性があります。実際には、ボーリングホール温度への影響は一般に小さいと考えられています。2 つ目の誤差源は、地下水による井戸の汚染が温度に影響を与える可能性があることです。地下水はより最近の温度を「運ぶ」ためです。この影響は一般に小さく、非常に湿度の高い場所でより当てはまると考えられています。^[13]これは、場所が年間を通じて凍結している氷床コアには当てはまりません。

すべての大陸にある600以上のボーリング孔が、地表温度を再構築するための指標として使用されています。^[14]ボーリング孔が最も集中しているのは北米とヨーロッパです。掘削の深さは通常、地球の地殻または氷床の200メートルから1,000メートル以上に及びます。 ^[15]

氷床には少数のボーリング孔が掘られており、氷の純度が高いため、より長い期間の復元が可能となっている。グリーンランド中央部のボーリング孔の温度は、「過去 150 年間で約 1°C ± 0.2°C の温暖化が見られ、その前数世紀の寒冷な気候が続いた。その前は西暦 1000 年頃を中心とした温暖期で、20 世紀後半より約 1°C 暖かかった」ことを示している。南極の氷床のボーリング孔は、「西暦 1 年の気温は 20 世紀後半より約 1°C 暖かかった」ことを示している。^[16]

グリーンランドのボーリングホール温度は同位体温度再構築に重要な修正をもたらし、「空間傾斜は時間傾斜に等しい」という従来の仮定が誤りであったことを明らかにした。

海洋 サンゴの 骨格リング、またはバンドも、樹木の年輪と同様に、古気候学的情報を共有しています。2002 年に、当時マイアミ大学の研究員であったリサ・グリア博士とピーター・スワート博士による、サンゴの炭酸カルシウムの安定酸素同位体に関する調査結果の報告書が発表されました。気温が低いと、サンゴは構造に重い同位体を使用する傾向があり、気温が高いと、サンゴの構造に通常の酸素同位体が多く組み込まれる傾向があります。水の塩分濃度が高いと、重い同位体が含まれる傾向もあります。グリアが大西洋から採取したサンゴのサンプルは1994 年に採取されたもので、1935 年まで遡る。グリアは「1935 年から 1994 年頃までの年間平均データを見ると、正弦波の形をしていることがわかります。周期的で、酸素同位体組成の重要なパターンがあり、約 12 年から 15 年ごとにピークを迎えます」と結論を回想している。表面水温も12 年半ごとにピークを迎えている。しかし、この温度の記録はここ 50 年ほどしか行われていないため、記録された水温とサンゴの構造との相関関係は、それほど遡ることはできない。^[17]

花粉は堆積物中に見いだされる。植物は大量の花粉を生成し、その花粉は極めて腐敗しにくい。花粉粒から植物種を特定することができる。その堆積層からの相対的な時間における特定された地域の植物群落は、気候条件に関する情報を提供する。特定の植生期間または年における花粉の豊富さは、前月の気象条件に部分的に依存するため、花粉密度は短期的な気候条件に関する情報を提供する。^[18]先史時代の花粉の研究は花粉学である。

渦鞭毛藻類はほとんどの水生環境に生息し、そのライフサイクルの中で、環境条件が成長に適さない場合には休眠期に非常に耐性のある有機壁のシストを生成する種もいる。その生息深度は比較的浅く（光の透過度に依存）、餌となる珪藻類と密接に結びついている。表層水における分布パターンは水体の物理的特性と密接に関連しており、沿岸群集は海洋群集と区別することもできる。堆積物中の渦鞭毛藻類の分布は比較的よく文書化されており、分類群の分布パターンと存在量を決定する平均的な海面条件の理解に貢献している（^{[19] ）。 [20]}や^[21]を含むいくつかの研究では、北太平洋の箱型コアと重力コアを集め、花粉学的な含有量を分析して渦鞭毛藻類の分布と海面温度、塩分、生産性、湧昇との関係を決定している。同様に^[22]と^[23]は、 1992年に中央サンタバーバラ盆地の水深576.5メートルで採取されたボックスコアを使用して、この地域の過去4万年間の海洋学的および気候的変化を調べています。

他の指標の研究と同様に、古気候学者は海洋堆積物中の酸素同位体を調べます。同様に、湖沼堆積物を成層する氷縞（堆積した細粒および粗粒のシルトまたは粘土）^[24]の層を測定します。湖沼の氷縞は主に以下の影響を受けます。

• 夏の気温は、季節的な雪や氷を溶かすのに利用できるエネルギーを示します。
• 冬の降雪量。これは、雪解け時に堆積物がどの程度撹乱されるかを決定する。
• 降雨量^[25]

珪藻類、有孔虫、放散虫、貝虫、円石藻は、湖や海洋の状態の生物的プロキシの例であり、過去の気候を再構築するためによく使用されます。堆積物に保存されているこれらの種やその他の水生生物の種の分布は、有用なプロキシです。堆積物に保存されている種の最適な条件は手がかりとなります。研究者はこれらの手がかりを使用して、生物が死亡したときの気候と環境がどのようなものであったかを明らかにします。^[26]殻の酸素同位体比も温度のプロキシとして使用できます。^[27]

海水は主に H ₂ ¹⁶ O で、少量の HD ¹⁶ O と H ₂ ¹⁸ O を含みます。ここで、D は重水素、つまり中性子が 1 つ多い水素を示します。ウィーン標準平均海洋水(VSMOW) では、D と H の比率は 155.76x10 ⁻⁶で、O-18 と O-16 の比率は 2005.2x10 ⁻⁶です。 同位体分別は、凝縮相と蒸気相の変化中に発生します。つまり、重い同位体の蒸気圧は低いため、蒸気には比較的軽い同位体がより多く含まれ、蒸気が凝縮すると、降水には重い同位体が優先的に含まれます。VSMOW との差は δ ¹⁸ O = 1000‰と表され、δD についても同様な式が使用されます。降水に対する δ 値は常に負になります。^[28] δに最も大きく影響するのは、水分が蒸発した場所の海水温と最終的な降水が発生した場所の海水温の差です。海水温は比較的安定しているので、δ値は主に降水が発生した場所の温度を反映します。降水が逆転層より上に形成されることを考慮すると、線形関係が残ります。 ${\textstyle \times \left({\frac {([{}^{18}O]/[{}^{16}O])}{([{}^{18}O]/[{}^{16}O])_{\mathrm {VSMOW} }}}-1\right)}$

δ ¹⁸ O = aT + b

これは、温度とδの測定値から経験的に較正されており、グリーンランドではa = 0.67 ‰ /°C 、東南極では0.76 ‰/°Cです。較正は当初、温度の空間的変動に基づいて行われ、これが時間的変動に対応すると想定されていました。^[29]最近では、ボアホール温度測定により、氷河期と間氷期の変動ではa = 0.33 ‰/°Cであることが示されており、^[30]これは、氷河期と間氷期の気温変化がこれまで考えられていたよりも2倍大きかったことを意味します。

2017年に発表された研究では、1億年前の古海洋温度を再構築する従来の方法論に疑問が投げかけられ、その期間の海洋温度は比較的安定しており、はるかに寒かったことが示唆された。^[31]

泥炭（亜炭、古代泥炭）と土壌から得られる新しい気候プロキシであるグリセロールジアルキルグリセロールテトラエーテル（GDGT）として知られる膜脂質は、異なる分岐を持つGDGT異性体の相対的な分布を制御する古環境要因の研究に役立っています。研究著者らは、「これらの分岐膜脂質は、これまで知られていない嫌気性土壌細菌のグループによって生成されます」と述べています。^[32] 2018年現在、鉱物土壌では細菌のメチル化度（brGDGT）が年間平均気温の計算に役立つことを示す10年間の研究があります。このプロキシ法は、白亜紀と古第三紀の境界にある古第三紀初期の気候を研究するために使用され、研究者らは陸上および中緯度の年間気温が平均約23〜29℃（± 4.7℃）であることを発見しました。^{[33] [34][アップデート]}

プロキシ記録を組み合わせて半球全体の気温を再構築するアルゴリズムのスキルは、「疑似プロキシ」と呼ばれる技術を使用してテストできます。この方法では、気候モデルからの出力が既知のプロキシネットワークに対応する場所でサンプリングされ、生成された気温記録がモデルの（既知の）全体気温と比較されます。^[35]

• 地球の大気中の二酸化炭素
• 年輪年代学
• 歴史気候学、人類の歴史における気候の研究（地球の歴史とは対照的）
• 氷床コア
• カルスト、洞窟探検
• 古気象学
• 古温度計
• 花粉学
• 洞窟石

• 「ボーリング孔の温度が地球温暖化のパターンを裏付ける」UniSci. 2001年2月27日、2009年10月7日。[1]
• ブルックナー、モニカ。「古気候学：過去の気候をどう推測するか？」微生物生命。2008年9月29日。2009年11月23日。[2]
• 「気候変動2001：2.3.2.1 古気候代理指標」IPCC。2003年。2009年9月23日。[3]
• 「サンゴ層は大西洋の気候サイクルのよい指標である。」地球観測所。ウェブマスター：ポール・プリズボルスキー。2002年12月7日。2009年11月2日。[4]
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• 「古気候学：酸素バランス」地球観測所。ウェブマスター：ポール・プリボルスキー。2009年11月24日。2009年11月24日。[12]
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ウィキメディア・コモンズには、プロキシ (気候)に関連するメディアがあります。

• 2013 年 1 月 23 日、英国王立化学協会における化学的気候プロキシ
• Quintana、Favia et al.、2018 「過去 1.6 キロの間にパタゴニア南部の辺境の湖（アルゼンチン、ラス・ビスカチャス湖）における気候変動と人間主導の変化に対するマルチプロキシの反応」、ボレティン・デ・ラ・ソシエダ・ジオロジカ・メキシカーナ、メキシコ、VOL 。 70 いいえ。 1 P.173～186 [14]