气候变化的地质历史raybet雷竞技最新

1.

简介

9.

米兰科维奇循环

2.

raybet雷竞技最新气候模型

第四纪更新世)

3.

长期气候趋势raybet雷竞技最新

raybet雷竞技最新气候史

4.

早期气候历史raybet雷竞技最新

10.

第四纪亚米兰科维奇

5.

显生宙冰期

旋回性

6.

中生代新生代早期

11.

全新世

温室

12.

raybet雷竞技最新人类世的气候

7.

发展

13.

结论

第四纪冰库

确认

8.

天文调制

参考文献

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由于一系列人为扰raybet雷竞技最新动，特别是温室气体的排放，地球气候正在发生变化;了解这种变化的速度、模式和规模对社会来说至关重要。目前对当前和历史(即测量的)两种感知变化进行了深入研究raybet雷竞技最新气候的司机以及地球系统的反应。这类研究通常会产生气候模型，将所提出的因果联系起来，目的是预测raybet雷竞技最新每年到百年尺度上的气候演变。

然而，地球系统是复杂的，而且还不完全理解，尤其是在解决系统中多个反馈的影响，以及评估气候变化中先导、滞后和阈值(“临界点”)的规模和重要性方面。raybet雷竞技最新因此，有必要将现代气候研究置于现实背景中。raybet雷竞技最新最有效的方法是检查保存下来的地球气候历史。raybet雷竞技最新这样的研究不能提供精确的结果

raybet雷竞技最新气候变化:观测到的对地球的影响

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正在进行的无计划的全球实验的复制品(因为人类活动的总和代表了地质学上的新事物)。然而，它正在为过去气候变化的性质、规模、速度和原因及其更广泛的影响(例如海平面和生物群)提供越来越详细的图景。raybet雷竞技最新尽管它并不完美，但它为现代气候研究提供了一个不可或缺的背景，尤其是为以前和现在的气候的计算机模型(见下文)提供了基本事实。raybet雷竞技最新

地层中记录的气候方面包raybet雷竞技最新括温度和海洋性[1,2]、湿度/干燥度[3]和风向和强度[4]。经典古环境指标如冰川的结算近年来，除了礁灰岩和沙漠沙丘砂岩之外，还有大量其他替代指标。其中包括许多生物(花粉化石、昆虫、海藻)和化学代用物(例如生物碳酸盐中的Mg/Ca比值)。其他还有同位素:氧同位素提供了温度和冰体积的信息;碳同位素反映了全球生物量和海洋/大气系统的输入(甲烷或二氧化碳);锶和锇是风化作用的代表，后者和钼也是海洋氧合水平的代表。其他代理包括顽固的有机分子:长链藻类衍生的烯烃酮作为海洋温度指标[5]和异雷烷作为特定指标透光区缺氧[6]。这些和许多其他代理在参考文献[7]中列出。水平的温室气体，如二氧化碳和甲烷可以在冰芯中测量到800ka的温度[8]。对于更早的时代，(有些不精确)替代品被使用，如叶片气孔密度[9,10]，古土壤化学[11]或硼同位素[12];对大气中温室气体浓度的估计也已通过建模得到[13,14]。

2.raybet雷竞技最新气候模型

自20世纪60年代以来，计算机气候模型已经开发出来，可以提供未来气候的详raybet雷竞技最新细全球和区域预测以及深时间气候的重建。其中一些模型被用来模拟冰窖气候条件，例如raybet雷竞技最新晚元古代[15]，而其他模拟全球气候的温暖区间，如中生代温室[16]。raybet雷竞技最新应用最广泛的古气候计算机模拟是大气环流模式(GCMs)。raybet雷竞技最新随着计算机能力的指数级增长，这些模型的复杂性也在不断增加。

大气环流模型将地球划分为一系列网格框。在每个网格框中，根据热力学定律和牛顿运动定律，计算了对气候预测重要的变量。raybet雷竞技最新在模型的渐进时间步长中，计算了各个格框之间的反应。GCM模拟依赖于建立关键边界条件。这些条件包括太阳能强度、大气成分

(例如温室气体水平)、地表反照率、海洋热传输、地理、地形、植被覆盖和轨道参数．同时太阳光度可以对不同的时间段进行高度可信的估计，其他一些边界条件则更难建立，而且问题的严重性随着年龄的增加而增加。因此，模型的晚原生代的气候raybet雷竞技最新可以确定太阳光度为现在的93%，但元古代古大陆的地理位置更有争议[15]。它取决于地质数据，在这个例子中，来自岩石中保存的残余磁性，并根据地球磁场将大陆置于它们古老的位置。

地质数据(例如沉积学、古生物学)对于“地面真相”气候模型、确定它们是否提供了古代世界的真实重建，以及为校准模型的边界条件提供数据至关重要。raybet雷竞技最新对于GCM古气候重建来说，最重要的是关于海洋表面温度(SSTs)的准确raybet雷竞技最新信息，因为这提供了海洋环流如何工作的有力指示。最广泛的sst深度时间重建是美国地质调查局PRISM组基于全球浮游有孔虫[17]数据集的重建。该数据集已用于校准“中期”的一系列气候模式情景raybet雷竞技最新上新世暖期，还包括广泛的地面数据目录[18]。这个时间间隔用于与未来全球变暖路径[19]的潜在比较。

3.长期气候趋势raybet雷竞技最新

地球已知的气候历史，可以通过raybet雷竞技最新沉积地层的法医检查来破译，跨越了大约38 Ga(十亿年)，直到太古代的开始(图1)。以前的历史，现在一般被分配到冥古宙在较年轻的岩石中，只有零星的古代矿物碎片被记录下来，特别是可追溯到近4.4 Ga年前[20]的高抗性锆石，因此可以追溯到地球起源的4.56 Ga年前[21]。这些非常古老的碎片的化学成分暗示了水圈的存在，即使在这么早的时候，尽管它几乎可以肯定是被巨大的陨石撞击破坏了。当然，在太古宙开始的时候，海洋已经发展起来，大气的还原程度足以保存碎屑矿物，如黄铁矿和铀铀矿，它们在自由氧的存在下无法存活。

从那时到现在，地球的气候一直保持在狭窄的温度范围内，允许存在丰富的液态水、raybet雷竞技最新水蒸气和不同数量的水冰，后者(当存在时)通常聚集在高纬度和/或高海拔地区。尽管广泛接受的天体物理模型表明太阳有f

图1六个不同时间尺度的全球气候变raybet雷竞技最新化。数据来源包括[7,27,48,71,95,100]。在图的左侧，“T”表示相对温度。请注意，表示“T”的线来自底栖有孔虫的S18O新生代的时间切片(c e)，但对于有极地冰的间隔，这条线将记录冰体积和温度变化的组合。

图1六个不同时间尺度的全球气候变raybet雷竞技最新化。数据来源包括[7,27,48,71,95,100]。在图的左侧，“T”表示相对温度。请注意，表示“T”的线来自于新生代时间切片(c e)的底栖有孔虫S18O，但对于极地冰的间隔，这条线将记录冰体积和温度变化的组合。

自太古宙早期以来，金星的亮度增加了约20%，这与我们行星邻居的历史形成了鲜明对比:金星现在的表面温度约为400°c，稠密的无水大气以二氧化碳为主(相当于地球上以碳酸盐和碳氢化合物形式存在于岩石中的碳含量);火星有早期的地表水流动历史(大约在地球的冥古宙期间)，随后基本上被冷冻干燥。

解释地球气候稳定性的假说(除了其他以外，它允许生物体的连续谱系)包括raybet雷竞技最新诸如盖亚假说[24]，在该假说中，地球生物群的整体运行以维持其生存的最佳条件(通过涉及反照率和大气成分等因素的反馈机制)。目前，它被认为是陆生的硅酸盐风化(基本上是非生物机制)是地球稳态的重要因素[25]。因此，随着温度的升高温室气体增加，雨水(即稀碳酸)与岩石的反应速率增加，蒸发速率增加导致湿度增加，将导致二氧化碳的下降，从而降低温度[26]。同样，随着温室气体水平和温度的下降，温室气体也会减少风化率将导致二氧化碳含量上升，从而使地球气候变暖。raybet雷竞技最新硅酸盐风化机制在数十万年到数百万年的时间尺度上起作用，随着太阳亮度的增加，温室气体水平在整个地球历史上一直在下降。在较短的时间尺度上，这一机制可能会被其他因素所覆盖，从而产生比长期平均水平更热或更冷的气候状态。raybet雷竞技最新

4.早期气候史raybet雷竞技最新

在长时间尺度上，地球(后冥古宙)的气候历史可以大致分为:温室(或raybet雷竞技最新温室)的状态，当时地球的气候一般是温暖的，极地几乎没有冰;raybet雷竞技最新在陆地和海洋上有大量高/中(有时是低纬度)冰块的冰窖国家。随着地质记录变得更年轻，解析这些状态的持续时间和时间的能力也越来越好，特别是在显生宙记录(从0.542 Ga开始)和前寒武纪记录之间存在鸿沟，显生宙记录由于丰富的化石含量而高度解析，而前寒武纪记录的定年和对比是基于零星的辐射数据，而且越来越多地基于化学和事件地层。类似地,第四纪冰川作用比之前显生宙冰期的分辨率要高得多。

太古代气候最早的合理迹象暗示了一个非常温暖的世界(图1a):raybet雷竞技最新硅和氧太古代和早期元古代岩石的同位素表明温度约为50 - 80°C，然后温度在1.5 Ga下降到20 - 30°C[27,28]。后冥古宙前寒武纪的大部分时期似乎大致等同于一个温室世界，高二氧化碳和高甲烷的大气都被认为是面对早期微弱太阳时维持高温的一种手段[29,30]。

然而，也有一些惊人的例外。雪球地球’冰川作用(图1a)。早元古代约2.5 ~ 2.0 Ga[31]有可能的代表(如果不是“雪球”，肯定是冰川)。但是，它们是最典型的“低温期”(现在广泛用作地质时期，但尚未正确定义和批准)的元古代晚期。地层和古地磁证据表明，广泛的冰原至少在两个脉冲(Sturtian 740 660 Ma前和Marinoan 660 635 Ma前)达到热带所有主要大陆上都有冰。Budyko[33]建议a理论基础对于雪球冰川作用，表明如果冰延伸到赤道30°纬度内，则冰川融化冰反照率效应会产生一种正反馈机制让冰盖延伸到赤道。有人提出，有争议的是，冰包裹着整个地球(“硬雪球”的变体:[34])，阻止了陆地/海洋和大气之间的交换。这一直有争议，反对者更喜欢“泥球”，“拉链裂缝”或“高倾斜”地球模型[32]留下了显著的区域海洋冰无。

无论哪种说法更接近事实，这些似乎都是地球系统的极端远足，冰川消退迅速，也许是“灾难性的”，并以独特的“帽状碳酸盐岩”沉积物白云石和石灰石的沉积为标志，这些沉积物在世界范围内立即覆盖在冰川上冰川沉积物．消冰机制通常涉及跨越温室气体浓度的阈值。在“硬雪球”模型中，这是以火山二氧化碳被阻止溶解在海洋中或与岩石反应(因为它们的冰壳)的形式出现的，因此积累到足以引起冰快速融化的水平，然后酸雨与新暴露的基岩迅速反应，产生碱性，沉淀为碳酸盐。在“泥球”模型中，冰消作用假说包括大量甲烷释放，至少有局部同位素证据表明甲烷释放伴随着冰融化[35]。也许是为了支持“雪泥球”或替代冰川假说，一些大气环流模型没有复制“硬”雪球地球可能发展的条件，即使在规定的大气二氧化碳水平非常低的情况下。

5.显生宙冰期

显生宙总体上也被“温室”条件所主导。显生宙的冰川作用没有那么极端，既没有达到赤道，也没有与后冰帽碳酸盐岩有关。主要发生了三次冰期(图1b):晚奥陶世/早志留世“早古生代冰窖”(约455 - 425 Ma)[36]，末奥陶世最大冰期[37]在快速消冰过程中崩塌;一个长寿的二叠纪石炭系冰川作用(约325 - 270 Ma)[7]，古冈瓦纳大陆大部分被冰覆盖(在南美洲和非洲留下广泛的痕迹，然后在南极上空);现在的冰川作用始于南半球，经过始新世渐新世边界区间(约35 Ma)，南极洲[38]上有冰生长，并在2000年开始左右发展成全面的两极冰川作用第四纪在大约2.6 Ma，随着北半球冰的显著扩张。

每一次冰川作用都发生在不同的背景下，特别是在碳循环方面。早古生代冰窖发生在没有陆地植物群或广泛发育良好(因此富含碳)的土壤的情况下。因此，海洋和海洋沉积物在碳储存中起着至关重要的作用，这些海洋的间歇性缺氧可能扮演着恒温器的关键角色，偶尔加强碳封存，导致温度下降。在石炭纪，植物在三角洲/沿海平原沉积物上的爆发性生长和广泛埋藏(后来变成了煤)一直被认为是降低大气二氧化碳并导致冰川作用[39]的关键。其他机制也被引用，比如大陆的重新排列改变了洋流的模式，从而改变了全球热传输。

6.中生代-早新生代温室

这些显生宙早期温室和冰窖之间的转换，为气候变化的模式和速度提供了宝贵的信息(而且日益得到很好的解决)。raybet雷竞技最新然而，当前冰川作用的时间背景和发展提供了最明确的历史，并为因果和控制机制提供了最好的线索。这在一定程度上是因为当时的生物群与现在的生物群更接近，因此更容易解释，但关键的是，当时有广泛的海洋记录(埋在现在的洋底下)与陆地和大陆海的记录相伴而生;相比之下，古生代的海洋沉积物几乎都是通过俯冲作用被湮灭的，只有极少数的碎片被冲蚀保存在破坏性的大陆边缘。

中生代及早期三级气候raybet雷竞技最新通常处于“温室”模式，极地冰很少(但通常有一些)，广泛的大陆外海和由盐度而不是温差驱动的海洋环流(因此比今天的更缓慢，有缺氧的倾向)。在这个广泛的模式中，有温暖和寒冷的间隔[7]。化石证据表明，高纬度地区，特别是在这段时间内相当温暖，有广泛的近极地森林[16]。

这段时间间隔包括短暂的(0.1 - 0.2 Ma)气候“峰值”，在此期间，突然的温度raybet雷竞技最新上升伴随着生物变化和碳同位素的显著变化。这些变化表明，大量(成千上万亿吨)的碳从岩石储层转移到大气/海洋系统，导致海洋酸化和变暖。其中最著名的[42,43]发生在公元的托阿西亚时代侏罗纪时期(约183 Ma)和在古新世和始新世的边界(约55 Ma)。最可能的机制似乎是一些最初的变暖(也许来自火山的二氧化碳)，引发了大规模的甲烷水合物从海底分解，尽管煤盆地的烘烤火成岩侵入[45]也可能被牵连。无论通过哪种机制，与当代全球变暖的相关性是明确的，因为尽管人类尚未释放那么多的碳(约600亿吨)，但它已经更快地释放了。峰值之后的气候再平衡可能是通过硅酸盐风化raybet雷竞技最新作用实现的[26,47]。

7.第四系冰库的开发

第三纪/第四纪冰窖的发展是经过一系列步骤的(图1c)，在一个气候状态和下一个气候状态之间的过渡相对较快，这强烈表明阈值或“临界点”[48]的共同作用。raybet雷竞技最新在底栖有孔虫[49]中，渐新世早期的开始被清楚地视为与南极洲大量冰的增长有关的海洋冷却和去酸化[50]的同位素和Mg/Ca信号。人们援引了两种实际上可能相互关联的机制:将南美洲与南极洲分离以打开德雷克海峡，从而允许持续的绕南极航行寒流[51];二氧化碳含量从现在的水平急剧下降。

随后的第三纪历史包括中新世中期变暖，可能与通过火山活动或陨石撞击向大气释放二氧化碳有关(可能原因概述见参考文献[52])，在此期间，南极[53]附近1500公里内的高纬度地区出现了冻原条件，中新世中期后期冷却(通常称为“蒙特雷事件”[54])。这可能受到了大气中二氧化碳减少的影响，也可能受到了海洋热传输变化的影响，这些变化引发了冰盖的增长和冷却。

随后的上新世标志着“晚第三纪”气候的最后阶段raybet雷竞技最新上新世早期和中期代表了总体上比现在更温暖的条件，全球冰体积更小，全球表面温度可能比现在高2 - 3°C。这个变暖的世界的最后一个阶段是大约300万年前的“上新世中期温暖期”。此后，全球气温下降，冰体积增加，冰期-间冰期振荡振幅增大[57]，预示着北半球冰期作用(NHG)的加剧。“上新世中期暖期”作为最后的暖期，作为未来全球变暖路径的可能对比，越来越受到人们的关注。

第四纪时期NHG的增强(意义为[59])以北极地区[60]大量冰的增长为标志。它与出现在北大西洋海底沉积物的冰筏碎片、中欧和中国大量黄土的开始积累、非洲的干旱创造了广阔的大草原地区以及其他全球现象有关。这一事件可能部分反映了进一步的二氧化碳阈值[61]，锶同位素证据表明其增加岩石风化，尤其是从喜马拉雅山的隆起阶段[62]。然而，有强有力的证据表明，增强的冰生长的重要性，而不仅仅是温度的重要性，“雪枪”假说的提出[63]，该假说认为，温暖潮湿的洋流对寒冷的北美大陆造成了增加雪降水在该大陆上形成冰，因此(通过增加反照率和其他反馈)进一步冷却。

8.气候的天文调节raybet雷竞技最新

在过去的40年里，第四纪“冰河期”的天文起搏器已经毫无疑问地建立起来，包括在轨道偏心率(“拉伸”),轴向倾斜和进动(“摆动”)的主要周期大约为100,40和20ka，分别为[48]。这些导致了到达地球的阳光数量和季节分布的微小变化，当这些变化被各种反馈机制(特别是通过大气温室气体浓度的变化)放大时，就形成了第四纪冰期/间冰期和稳定期模式间冰段的变化。这一机制在20世纪早期得到了著名的支持Milutin米兰柯维奇[64]，由于从零碎的陆地记录中推断出的个别冰川作用的时间似乎不符合，然后通过使用有孔虫化石的氧同位素进行分析，成功地证明了这一点，这反映了更完整的海洋记录中环境温度和冰体积的时间变化[65,66]。

的开发米兰科维奇旋回随后向各个方向发展。它已成为地层测年和对比的工具，不仅在第四纪，而且在第三纪和更古老的地层[67]中，更长的400 ka轨道“拉伸”旋回被用作或多或少不变的“脉冲”，可以在地层上开发，甚至是准正规化[68]。这反过来又使人们认识到温室和冰窖时期的气候是由raybet雷竞技最新天文学迫使，湿度/干旱和生物生产力的变化产生的模式，虽然比大冰量变化产生的模式更微妙，但仍然是可识别的。

此外，米兰科维奇周期的详细表达也受到了审查。天文计算可以精确地揭示日照变化，从而预测相应的气候模式。raybet雷竞技最新从地层记录中观测到的模式在几个方面与此不同。首先，它们通常表现出“锯齿”模式，而不是预测的时间对称模式:因此，各个冰期往往发展缓慢，但结束时突然。其次，预期占主导地位的周期性并不总是如此，如下所示。第三，特别是在冷相，有明显的，频率更高的“亚米兰科维奇”raybet雷竞技最新气候循环已经有了很好的描述(也见下文)，但还没有充分的解释。

9.米兰科维奇循环度(更新世气候raybet雷竞技最新历史

第四纪显示了整体气候状态的显著进展，可以认为是随着时间的推移冰川特征的增强。raybet雷竞技最新第四纪早期以40 ka轴向倾斜信号为主。关于一百万年前，这让位于100 ka轨道的优势偏心率周期一直持续到现在(图1d)。这种优势尚未得到令人满意的解释，因为它不能从这段时间内计算的日照模式中得到预测，在这段时间内，偏心信号应该很小。建议的解释包括冰盖/基底系统的演化共振(即最容易增长和衰减)到100 ka的周期性[69,70];这些解释都是试探性的，因为将冰量与日照量联系起来的详细模型仍然难以捉摸[71]。伴随着偏心率的主导，出现了更冷的冰川高峰和更温暖的间冰期高峰，正是这段时间见证了冰的最大发展，通常代表了当地用法的“冰河时代”。

过去的100万年包括从格陵兰岛和南极洲提取的冰芯数据形式的大气成分和温度的详细记录(其他地方的山地冰川冰的一些持续时间较短的冰芯数据)[72]。目前最长的记录来自南极洲，延伸到约800 ka[73,74]，计划钻探的目的是将记录扩展到100万年前，从而进入“40千年的世界”。格陵兰岛的记录可以追溯到130卡多一点，也就是刚刚进入最后一个间冰期;但是，由于降雪率较高，它具有高分辨率，而且考虑到半球在短时间尺度上的不同气候行为(下文将讨论)，它还可以与南半球进行详细比较，具有很大的价值。raybet雷竞技最新

大气成分记录与raybet雷竞技最新气候代理记录(通过氢氧同位素数据、尘埃浓度等)极其强大(的确，在地质记录中独一无二);但是，它没有被精确校准，因为冰数据直接与沉积有关，而气体数据与冰中气泡最终闭合的时间有关，在积雪中有一段距离。由此产生的不确定性很小，但很重要，因为二氧化碳和甲烷水平与温度之间的关系如此密切，以至于出现了因果关系的问题。目前的共识是，由天文数据驱动的日照阈值导致温度小幅上升，导致二氧化碳/甲烷增加，然后强烈放大温度上升[72]。

在冰芯记录中看到的冰期和间冰期的差异约为100 ppm(分别从约180 ppm到约280 ppm的二氧化碳分压)，这意味着在冰期必须在某个地方储存几千亿吨的碳。考虑到冰川时期植被面积的减少，通过增加植物生长来进行陆地储存是不太可能的，尽管在富含碳的永久冻土(“yedoma”)中进行储存是有争议的[75]。海洋储存通常被认为更有可能，这很容易将其与冰芯记录中记录到的增加的灰尘供应联系起来，这将使开阔的海洋水域肥沃，并通过增加浮游生物的生长来增加碳的吸收。然而，海洋沉积物中钡(浮游生物生产力的代表)的记录通常不会在冰川时期显示出增加。将低浮游生物生产力和增加的二氧化碳捕集相结合的一种方法是建立一个更分层的冰川海洋，由于更强的地表水“盖子”，限制了来自下面的营养供应，也将更多溶解的二氧化碳储存在深度[76]。冰川期底栖有孔虫测试中含有过量的“旧”碳(即低放射性碳)[77]，为这种模式提供了证据。

10.第四纪次米兰科维奇旋回性

对高分辨率第四纪记录的检查表明，在亚米兰科维奇尺度上发生了显著的气候变化，这种变化在占记录大部分的寒冷阶段尤其明显(图1e)。raybet雷竞技最新因此，将现在的间冰期和以前的间冰期分开的寒冷阶段(艾姆间冰期)一个不只有五个岁差周期，还有26个明显的温度振荡，称为Dansgaard Oeschger(D O)循环。这些变化在北半球表现得最为明显，包括快速变暖(格陵兰岛上空为8 - 16°C)，随后是缓慢变冷[78]，从而产生了本质上一连串平均持续时间约为1470 a的瞬态间和瞬态单位[79]。D O旋回可分为更大的邦德旋回，以间歇性的(每隔1000年)海因里希事件[80]结束:冰山“舰队”从劳伦蒂德和斯堪的纳维亚冰盖释放，标志着部分崩塌的事件(图1e)。海因里希事件导致了海底沉积物中独特的富砾石层(来自冰山融化)，全球海平面上升了米级，北半球迅速变冷。南半球有一对一对应的D O周期，但相对较弱(南极洲约为13°C)，处于部分反相(图1f)，与北方D O事件偏移约90°(北方寒冷与南方变暖相吻合)，而不是以“跷跷板”的方式[81,82]。D O周期和相关现象的因果机制尚不清楚，人们将其归因于太阳亮度的变化[83]，也归因于大冰原的“狂吹”周期[84]。

过渡到电流全新世间冰期是复杂的:因此，北半球的冰川条件在大约14.5 ka结束，快速的冰川消退引入千年尺度的Aller0d暖期，本身以快速冷却进入新仙女木寒冷期而结束，也持续了大约1000年。这一过程在11.8 ka突然结束，当时北半球的温度在大约10年内上升了约5°C，迎来了全新世的温暖和相对稳定的条件。

进入新仙女木期的反转被认为是由于劳伦蒂德冰原的大量融水涌入北大西洋，在北大西洋上盖上了一个低盐度的“盖子”，因此停止了寒冷稠密(高盐度)北大西洋深海的形成水流它的最终回流流，北大西洋漂移(“墨西哥湾流”);最终，这种海洋环流模式的重新启动将温暖再次带回了该地区。与D O周期一样，与南半球的相关性是复杂的，部分是不同步的，气候变化是由北方还是南方驱动还存在争议[85,86]。raybet雷竞技最新

11.全新世

全新世只是第四纪间冰期中最近的一个;现在它比前三次间冰期长约2000 3000 a[73]，但只有前一次间冰期的三分之一，即OIS 11[87]，持续了一个半周期，而不是半个进动周期;从天文学角度来看，全新世“自然”属于哪种间冰期仍然不清楚(因此它的“自然”持续时间可能是多少)。迄今为止，它的持续时间也与大气二氧化碳水平从260 ppm缓慢上升到280 ppm有关，这归因于(有争议的)工业化前人类砍伐森林[88]。

然而，迄今为止，除了8.2 ka的北半球短暂降温事件(也归因于来自衰变冰盖的融水脉冲:[89])，全新世的温度和海平面具有显著的稳定性，即使与其他间冰期相比也是如此。raybet雷竞技最新其中的气候变化包括1°C左右的千年尺度温度波动，例如“中世纪暖期’和随后的“小冰期”，海平面变化可能为1或12米[90]。与D O周期一样，它们的原因也不清楚。其他较短周期的变化包括ENSO/厄尔尼诺事件和北大西洋涛动(各为几年周期);与千年尺度变化一样，这些变化通过一系列全球遥相关对区域降雨模式等因素产生深远的全球影响[91]。

12.raybet雷竞技最新人类世的气候

大约两个世纪前，人类人口超过10亿(现在超过60亿)。由化石燃料驱动的广泛工业化也从那时开始并持续至今，目前正在加速[92,93]。与此相关的物理、化学和生物变化的总和导致了人类世的概念，这是一个由人类活动主导的地质区间[94];如果将全新世视为新纪元水平上的正式地层单位[95]，则可以得出全新世已经结束。

raybet雷竞技最新人类世的气候驱动因素已经远远超出了全新世的标准，例如:温室气体水平的显著增加(现在的分离量高于前工业时代)冰期和间冰期这一变化比冰期到间冰期的变化[96]或与Toarcian事件[46]相关的变化要快得多;与土地使用变化有关的碳汇性质的变化;正如我们所写的，反照率的下降与北极海冰的迅速减少有关。目前的温室变暖作用于一个已经变暖的阶段，因此带来了一种新的环境状态。如果政府间气候变化专门委员会[97]的中值预测成为现实，其长期影响可能类似于Broecker[98]提出的短暂的“超级间冰期”，随后恢复正常的第四纪米兰科维奇raybet雷竞技最新周期性气候变化。另一方面，模拟的长期碳平衡变化以及阈值效应表明至少有几个冰川旋回受到扰动[99]。在任何一种情况下(尤其是后者)，当前变暖的影响将在地质上产生持久的影响。

13.结论

地球气候系统的历史，从对地层的法医检验中推断出raybet雷竞技最新来，显示出一种普遍的长期稳定，这种稳定可能是由生物圈、大气圈、水圈、冰冻圈和岩石圈。在这种总体稳定之上，叠加了从数百万年到年代际的各种时间尺度上的气候扰动，据推测，这些扰动是由古地理、温室气体浓度、天文强迫raybet雷竞技最新日照和区域间热传输的变化等因素驱动的。目前地球系统的人为变化，特别是碳循环的变化，在地质上具有重大意义。它们的影响可能包括广泛的前四纪风格的气候条件的出现，如“上新世中期温暖期”的气候条件，温度更raybet雷竞技最新高(特别是在高纬度地区)，极地冰盖大幅减少，降水和生物模式改变。

确认

我们感谢菲利普·吉巴德、艾伦·海伍德和尤安·尼斯贝特对本文早期草稿的评论。

参考文献

1.A.L.A. Johnson, J.A. Hickson, J. Swan, M.R. Brown, T.H.E. Heaton, S. Chenery, P.S. Balson，见:E.M. Harper, J.D. Taylor, J.A. Crame(编)，双壳虫的进化生物学，vol.177，地质学会，伦敦，2000，第425 439页，特别出版物。

2.D.S. Jones, W.D. Allmon, Lethaia 28(1995) 61 74。

3.B. Jenny, B. l . Valero Garces, R. Villa Martinez, R. Urrutia, M. Geyh, H. Veit, Quat。第58(2002)号决议

4.C.M. Rowe, D.B. Loope, R.J. Oglesby, R. Van der Voo, C.E. Broadwater，科学318(2007)1284。

5.K.T. Lawrence, T.D. Herbert, P.S. Dekens, A.C. Ravelo，见:M. Williams, A. Haywood, F.J. Gregory, D.N. Schmidt(编)，微体古生物学会，地质学会，伦敦，2007，第539 562页，特别出版物。

6.F. Kenig, J.D. Hudson, J.S. Sinninghe Damste, B.N. Popp，地质学32(2004)421 424。

7.A.P.M. Vaughan，见:M. Williams, A. Haywood, F.J. Gregory, D.N. Schmidt(编)，微型古生物学会，地质学会，伦敦，2007，第5 59页，特别出版物。

9.J.C.麦克尔温，W.G.查洛纳，安。76(1995) 389 395。

10.W.M. Kürschner, J. van der Burgh, H. Visscher, D.L. Dilcher, 3 .微古生物。27(1996)299 331。

11.G.J. Retallack，科学276(1997)583 585。

12.P.皮尔逊，M.帕尔默，自然406(2000)695 699。

13.R.A. Berner，地球化学与宇宙化学学报70(2006)5653 5664。

14.罗耶，R.A.伯纳，J.帕克，自然446(2007)530 32。

15.L.E. Sohl, M.A. Chandler，见:M. Williams, A. Haywood, F.J. Gregory, D.N. Schmidt(编)，微体古生物学会，地质学会，伦敦，2007，第61 - 80页，特别出版物。

16.B. Sellwood, P. Valdes，见:M. Williams, A. Haywood, F.J. Gregory, D.N. Schmidt(编)，微体古生物学会，伦敦，2007,201 224页，特别出版物。

17.H.J. Dowsett, M. Williams, A. Haywood, F.J. Gregory, D.N. Schmidt(编)，Micropa laontological Society，地质学会，伦敦，2007,pp. 459 480，特别出版物。

18.U.萨尔兹曼，A.海伍德，D.伦特，P.瓦尔德斯，D.希尔，全球生态。生物地理学17(2008)432 447。

19.e.e.j ansen, J. Overpeck, k.r.b riffa, j.c.d Duplessy, F. jos, V. Masson Delmotte, D. Olago, B. Otto Bliesner, w.r.p eltier, S. Rahmstorf, R. Ramesh, D.雷诺，D. Rind, O. Solomina, R. Villalba, D. Zhang，载:S. Solomon, D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M. Tignor, H.L. Miller(编著)，剑桥大学出版社，英国剑桥和美国纽约，2007年。

20.S.E.王尔德，J.W. Valley, W.H. Peck, C.M. Graham，自然409(2001)175 178。

21.J. Baker, M. Bizzarro, N. Wittig, J. Connelly, H. Haack，自然436(2005)1127 1131。

22.尼斯比特，N.H.睡眠，自然409(2001)1083 1091。

23.B. Rasmussen, R. Buick，地质学27(1999)115 118。

24.J.E.洛夫洛克，自然344(1990)100 102。

26.A.S. Cohen, A.L. Coe, S.M. Harding, L. Schwark，地质学32(2004)157 160。

27.F.罗伯特，M.肖西顿，自然443(2006)969 972。

28.L.P. Knauth，古地质学家。Palaeoclimatol。古海洋219(2005)53 69。

29.H. Ohmototo, Y. Watanabe, K. Kumazawa，自然429(2004)395 399。

31.I.A. Hilburn, J.L. Kirschvink, E. Tajika, R. Tada, Y. Hamano, S. Yamamoto，《地球星球》。科学。let . 409(2005) 175 178。

32.I.J.费尔柴尔德，M.J.肯尼迪，J.吉尔。Soc。英国皇家大学学报。164(2007)895 921。

34.P.F. Hoffman, A.J. Kaufman, G.P. Halverson, D.P. Schrag，科学281(1998)1342。

35.M. Kennedy, D. Mrofka, C. von der Borch，自然453(2008)642 645。

36.A.A. Page, J.A. Zalasiewicz, M. Williams, L.E. Popov，见:M. Williams, A. Haywood, F.J. Gregory, D.N. Schmidt(编)，微体古生物学会，地质学会，伦敦，2007，第123 156页，特别出版物。

37.P.J. Brenchley, J.D. Marshall, G.A.F. Carden, D.B.R. Robertson, D.G.F. Long, T. Meidla, L. Hints, T.F. Anderson，地质学22(1994)295 298。

38.R.M. DeConto, D. Pollard, 2003，自然421(2007)245 249。

39.T.D. Frank, L.P. Birgenheier, I.P. Montanez, C.R. Fielding, M.C. Rygel，见:C.R. Fielding, T.D. Frank, J.L. Isbell(编)，美国地质学会特刊，2008，第331 342页，第441页。

40.A.G.史密斯，K.T.皮克林，J.吉尔。Soc。， Lond. 160(2003) 337。

41.J. Zachos, U. Röhl, S.A. Schellenberg, A. Sluijs, D.A. Hodell, D.C. Kelly, E. Thomas, M. Nicolo, I. Raffi, L.J. Lourens, H. McCarren, D. Kroon, Science 308(2005) 1611 1615。

42.a·s·科恩，a·l·科，d·b·坎普，j·吉尔。Soc。《中国科学院学报》，164(2007)1093 1108。

43.J.C. Zachos, G.R. Dickens, R.E. Zeebe，自然451(2008)279 283。

44.D.J. Thomas, J.C. Zachos, T.J. Bralower, E. Thomas, S. Bohaty，地质学30(2002)1067 1070。

45.J.C. McElwain, J. Wade Murphy, S.P. Hesselbo，自然435(2005)479 482。

46.D.B. Kemp, A.L. Coe, A.S. Cohen, L. Schwark，自然437(2005)396 399。

47.M.E. Smith, A.R. Carroll, E.R. Mueller, Nat. geoosci . 1(2008)， 370374。

48.J. Zachos, M. Pagani, L. Sloan, E. Thomas, K. Billups，科学292(2001)686 693。

49.C. Lear，见:M. Williams, A. Haywood, F.J. Gregory, D.N. Schmidt(编)，微体古生物学会，地质学会，伦敦，2007,313 322页，特别出版物。

50.A.梅里科，T.泰瑞尔，P.A.威尔逊，自然452(2008)979 982。

51.j·p·肯尼特，j·地球物理学。第82(1977)号决议。

52.G.J.雷塔拉克，古地质学家。Palaeoclimatol。古生态214(2004)97 123。

53.A.R.Lewis、D.R.Marchant A.C.Ashworth L.Hedems,狭义相对论卷边,J.V.Johnson, M.J.冷，M. l .马彻勒斯，A.E.牛顿，J.I.瑞恩，J.K.威伦布林，M.威廉姆斯，A.P.沃尔夫，PNAS 105。

54.B.P. Flower, j.p Kennett，地质学21(1993)877 880。

55.A.E. Shevenell, j.p Kennett, D.W. Lea，科学305(2004)1766 1770。

56.点海伍德，P. Dekens, A.C. Ravelo, M. Williams，地球化学。地球物理学。地球科学。6 (2005)

57.L. Liesecki, M.E. Raymo，古海洋学20 (2005)，17,PA1003。

58.点海伍德，H.J.道塞特，P.J.巴尔德斯(编著)，菲尔。反式。r . Soc。A 367(2009)， 3 204。

59.P.L.吉巴德，A.G.史密斯，J.A.扎拉谢维奇，T.L.巴里，D.坎特里尔，A.L.科，J.C.W.科普，A.S.高尔普，F.J.格雷戈里，J.H.鲍威尔，P.F.罗森，P.斯通，C.N.沃特斯，Boreas 34(2005) 16。

60.M. Mudelsee, M.E. Raymo，古海洋学20 (2005)PA 4022。

61.d·j·伦特，g·l·福斯特，m海伍德，E.J.斯通，自然454(2008)1102 1105。

62.J.M.埃德蒙，科学258(1992)1594 1597。

63.G.H. Haug, A. Ganopolski, D.M. Sigman, A. Rosell Mele, G.E.A. Swann, R. Tiedemann, S.L. Jaccard, J. Bollman, M.A. Maslin, M.J. Leng, G. Eglinton，自然433(2005)821 825。

64.米兰科维奇著，贝尔格莱德塞尔维亚学院，1941年特别版第132期。

65.N.沙克尔顿，《自然》215 (1967)15

66.N.J.沙克尔顿，N.D.奥普戴克，夸特。第3(1973)号决议39

67.A. Gale, J. Hardenbol, B. Hathway, W.J. Kennedy, J. r . Young, V. Phansalkar，地质学30(2002)291 294。

68.B.S.韦德，H.帕里克，古海洋学19 (2004)PA001042。

69.P.U.克拉克，R.B.艾黎，D.波拉德，科学286(1999)1104 1111。雷竞技csgo

70.R. Bintanja, R.S. van der Wal，自然454(2008)869 872。

71.M. Raymo, P. Huybers，自然451(2008)284 285。

73.J.R. Petit, J. Jouzel, D. Raynaud, N.I. Barkov, J.M. Barnola, I. Basile, M. Bender, J. Chapellaz, M. Davis, G. Delaygue, M. Delmotte, V.M. Kotlyakov, M. Legrand, V.Y. Lipenkov, C. Lorius, L. Pepin, C. Ritz, E. Salzmann, M. Stievenard，自然399(1999)429 436。

75.s.a zmov, E.A.G. Schuur, F.C. Chapin III，科学312 1612 1613。

76.S.L. Jaccard, G.H. Haug, D.M. Sigman, T.F. Pedersen, H.R. Thierstein, U. Röhl，科学308(2005)1003 1006。

77.T.M. Marchitto, S.J. Lehman, J.D. Ortiz, J. Flüchtiger, A. van Gen，科学316(2007)，1456 1459。

78.C. Huber, M. Leuenberger, R. Spahni, J. Flückiger, J. Schwander, T.F. Stocker, S. Johnsen，

A.兰达，J.茹泽尔，《地球星球》。科学。第245(2006)504 519号

79.G. Bond, W. shower, M. Cheseby, R. Lotti, P. Almosi, P. deMenocal, P. Priore, H. Cullen, I. Hajdas, G. Bonani，科学278(1997)1257 1266。

80.G. Bond, H. Heinrich, W. Broecker, L. Labeyrie, J. Mcmanus, J. Andrews, S. Huon, R. Jantschik, S. Clasen, C. Simet, K. Tedesco, M. Klas, G. Bonani, S. Ivy，自然360(1992)245 249。

81.EPICA社区成员，自然444(2006)195 198。

83.H. Braun, M. Christl, S. Rahmnstorf, A. Ganopolski, A. Mangini, C. Kubatzki, K. Roth，

krom。自然438(2005)208 211。

84.D.R. MacAyeal，古海洋学8(1993)775 784。

85.T.F. Stocker，科学297(2002)1814 1815。

86.A.J.韦弗，O.A. Saenko, P.U.克拉克，J.X.米特罗维察，科学299(2003)1709 1713。

87.EPICA社区成员。自然429(2004)623 628。

88.w·f·拉迪曼，克里姆。变更61(2003)261 293。

89.J.D. Marshall, B. Lang, S.F. Crowley, G.P.威登，P. van Calsteren, E.H. Fisher, R. Holme, J.A. Holmes, R.T. Jones, A. Bedford, S.J. Brooks, J. Bloemendal, K. Kiriakovlakis, J.D. Ball。地质学207(2007)639 642。

91.T.M. Rittenour, J. Brigham Grett, M.E. Mann，科学288(2000)1039 1042。

92.W. Steffen, A. Sanderson, P.D. Tyson, J. Jager, P.A. Matson, B. Moore III, F. Oldfield, K. Richardson, H.J. Schnellhuber, B.L. Turner II, R.J. Wasson，全球变化与地球系统:压力下的行星，施普林格Verlag，柏林，2004。

93.W. Steffen, P.J. Crutzen, J.R. McNeill, Ambio 36(2008) 614 621。

95.J. Zalasiewicz, M. Williams, A. Smith, T.L. Barry, A.L. Coe, P.R. Brown, P. Brenchley, D. Cantrill, A. Gale, P. Gibbard, F.J. Gregory, M.W. Hounslow, A.C. Kerr, P. Pearson, R. Knox, J. Powell, C. Waters, J. Marshall, M. Oates, P. Rawson, P. Stone, GSA Today 18 (2) (2008) 4

96.E. Mannin, A. Indermühle, A. Dallenbach, J. Flückiger, B. Stauffer, T.S. Stocker, D. Reynaud, J.M. Barnola, 2001，科学291(2001)112 114。

97.政府间气候变化专门委员会，2007年气候变化综合报告。raybet雷竞技最新(2007)政策制定者总结。可以在:http://www.ipcc.ch/SPM2feb07.pdf．

98.W.S. Broecker，《如何建造宜居星球》，Eldigio出版社，纽约，1987年，第291页。

99.T. Tyrrell, J.G. Shepherd, S. Castle, Tellus B 59(2007) 664 672。One hundred.S. Rahmstorf，自然419(2002)207 214。

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