Paleowskaźniki (proxies)

W okresach czasu gdy nie było ani pomiarów satelitarnych, ani pomiarów instrumentalnych, ani zapisków historycznych, dzięki szerokiej znajomości fizyki i chemii, od połowy XX wieku zastosowanie mają badania pośrednie paleowskaźnikowe, tzw. proxies (liczba mnoga) czy proxy (liczba pojedyncza),
w których im dalszą przeszłość klimatu analizujemy, tym mniej dokładna jest rozdzielczość czasowa i kalibracja wiekowa.

W dużym zakresie znajomość izotopów wielu podstawowych pierwiastków chemicznych zapewniła nam porównania opisowe paleoklimatów z poszczególnych okresów i epok czy też er geologicznych Ziemi. Najlepiej oczywiście znamy przeszłość najbliższą dzięki krótko żyjącym izotopom promieniotwórczym jak
choćby najsłynniejszy z nich – izotop węgla 14C z czasem połowicznego rozpadu 5740 lat. Jest to tzw. datowanie radiowęglowe, które jest w dużym zakresie stosowane w archeologii. W klimatologii dokładność pomiaru kończy się na rozdzielczości czasowej 50 tysięcy lat. Dalej wstecz, izotopy węgla 14C już się nie nadają niestety.

1. Proxies z temperaturą i opadami

Dzięki izotopom węgla 14C możemy dokonywać pomiarów w słojach drzew. A ściślej, badamy roczne przyrosty słojów w pniach drzew. Im grubsze są roczne przyrosty, tym obfitsze były lata w opady deszczu czy śniegu. Dobrze odzwierciedla to analizę drzew w klimacie subtropikalnym, gdzie są pory w roku deszczowe i suche
naprzemiennie. Z kolei, im większa gęstość tychże słojów, tym większe jest nasłonecznienie i temperatura.

Ale uwaga. Badania instrumentalne przyrostów rocznych w słojach drzew od 1880 roku są zgodne wraz ze zgodną korelacją wzrostu temperatury ze wzrostem aktywności
słonecznej tylko do lat 60 XX wieku. Również jest stwierdzony spadek gęstości drewna wraz z coraz wyższym wzrostem temperatury globalnej (Briffa i in., 1998).

Rys.1. Na górze: przykład pnia drzewa ze słojami. Na dole: sposób konstrukcji wzorca na podstawie wielu nakładających się czasowo fragmentów drewna.

Na wykresach widać brak tej korelacji, gdyż aktywność słoneczna spada, ale temperatura rośnie, a przyczynami są efekt nawożenia dwutlenkiem węgla dzięki szybko wzrastającej koncentracji tego gazu, kwaśne deszcze powodujące emisje aerozoli siarczanowych, zaburzenie cyklu azotowego i fosforowego oraz w lokalnej skali stężenia ozonu troposferycznego.

Rys.2. Wygładzony wykres szerokości słojów drzew (linia przerywana) i ich gęstości (gruba linia ciągła), uśredniony po sieci stanowisk z tajgi i zestawiony ze średnimi zmianami temperatury na tym obszarze w okresie od kwietnia do września (cienka linia ciągła). Źródło Briffa i inni, 1998.

Podobnie analizuje się dzięki izotopom 14C, pomiary w koralowcach. Tak samo bada się roczne przyrosty w warstwach węglanowych szkieletów tychże osiadłych zwierząt. Ciemniejsze warstwy mówią nam o większych opadach deszczu oraz o temperaturze.
Pomaga nam w tej identyfikacji również stosunek izotopy tlenu 16O do 18O. Im większy jest w parze wodnej stosunek tego pierwszego izotopu do drugiego, tym więcej paruje ten pierwszy będąc lżejszym izotopem, a tego drugiego zostaje więcej w wodzie, co prowadzi do większego zasolenia oceanu, zwłaszcza jest to obserwowane na niskich szerokościach geograficznych. Badając warstwy i
skamieniałości koralowców właśnie te zjawiska fizyczne mierzymy. Pomiary z użyciem izotopu 14C są dokładne, czyli względnie skalibrowane w okresie czasu 30 tysięcy lat. Potem, czyli zagłębiając się w dalszą przeszłość, są już konieczne badania z wykorzystaniem izotopów uranu i toru (Andreas Lauchstedt i in., 2017).

Fot.1. Każdy z tych jasno-ciemnych pasów widocznych na zdjęciu rentgenowskim koralowca odpowiada 1 rokowi wzrostu. Młodsze warstwy koralowca znajdują się po lewej stronie, starsze po prawej. Źródło: NASA.

W koralowcach ważne jest zachowanie równowagi między strontem a wapniem, która jest w dużej mierze zależna od temperatury.

Takie same pomiary bliższej, ale i też dalszej przeszłości klimatycznej w ciekawy sposób dokonuje się w jaskiniach gdzie w ukryciu przed powietrzem atmosferycznym tworzą się specyficzne nacieki jak stalaktyty na suficie jaskini i stalagmity na jej dnie. Są to wody gruntowe nasączone węglanem wapnia spływające do jaskiń.
Czas tworzenia się takich nacieków trwa przez długie setki tysięcy lat. Atomy uranu i toru będąc w glebie w różny sposób reagują. Pierwsze są wypłukiwane do wód gruntowych, a drugie są wiązane w glinie. I te pierwsze właśnie po setkach tysięcy lat gdy dotrą do wnętrza jaskini nasączone wspomnianym węglanem wapnia
odkładają się warstwa po warstwie. I im dłuższe są stalaktyty i stalgmity, tym częstsze i obfitsze były opady deszczu w danym regionie (Hollie Riebeek, 2005).

Fot.2. Stalagmity w jednej z karpackich jaskiń, zdjęcie Kiraly Zoltan, Dreamstime.com.

2. Uniwersalne lodowe proxy

Najbardziej uniwersalnym paleowskaźnikiem, ale niestety ograniczonym jak na razie tylko do 800 tysięcy lat są rdzenie lodowe. Najsłynniejszy z nich i zarazem najlepiej zbadany, dochodzący do głębokości 3270,2 m został wydobyty na Antarktydzie w 1996 roku, w projekcie EPICA (European Project for Ice Coring in Antarctica) na kopule Dome C w pobliżu międzynarodowej stacji Concordia. Jest to stacja położona ok. 560 km od rosyjskiej stacji Wostok.

To właśnie od tamtej pory udało się sporządzić słynny wykres z naprzemiennymi okresami glacjalnymi i interglacjalnymi, tak słynnymi jak MIS-11 425-375 tysięcy lat temu czy eemian 130-115 tysięcy lat temu.

Przy pracach paleoklimatologicznych w wydobywaniu rdzeni lodowych stosuje się pomiary lekkich 1H i ciężkich 2H (2D) izotopów wodoru oraz lekkich 16O i ciężkich 18O izotopów tlenu w celu oznaczenia temperatury. Lekkie izotopy 16O łatwiej parują na niskich szerokościach geograficznych niż ciężkie 18O. Z kolei na wysokich szerokościach łatwiej kondensują ciężkie izotopy 18O niż lekkie izotopy 16O. Te zależności są ważne do oszacowania, ile np. wody w danym okresie czasu zamarzło w lodach Antarktydy i Grenlandii. A im większy był stosunek izotopów tlenu 16O do 18O w jakiejś warstwie rdzenia lodowego, to znaczyło, że Ziemia była znacznie chłodniejsza, a więc, była w okresie glacjalnym. A im mniejszy, to
oznaczało, że jest w okresie interglacjalnym.

Dzięki porównaniom stosunków izotopowych tlenu, udało się naukowcom ze wspomnianego projektu EPICA sporządzić wykres do 800 tysięcy lat z kilkoma dłuższymi i chłodniejszymi, glacjalnymi okresami i z kilkoma krótszymi i cieplejszymi, interglacjalnymi okresami. Warto wiedzieć też, że milion lat wcześniej mieliśmy o ponad połowę krótsze okresy glacjalne, które rozpoczęły się
około 2,6 miliona lat temu.

Fot.3. Rdzeń lodowy z wyraźną warstwą aerozolu wulkanicznego. Źródło

Utrudnieniem w tego typu badaniach proxy są inkluzje, czyli wnikanie domieszek pyłów, popiołów, stężeń gazów cieplarnianych z innych okresów geologicznych, gdzie czasami jest ciężko odczytać daną warstwę rdzenia lodowego.

Wiadomo jednak, że jak np. do badanej warstwy lodowej wniknęły duże ilości siarczanów, to mogło świadczyć, że w tym okresie czasu były duże erupcje wulkaniczne, a to mogło też wskazywać na to, że tenże okres mógł być bardzo chłodny ponieważ siarczany, czyli aerozole pochodzące z wulkanów dawały efekt chłodzący Ziemię. Jeśli taka warstwa w rdzeniu lodowym została zdiagnozowana
tylko na Grenlandii, to mogło oznaczać tylko wybuch wulkanu na półkuli północnej. Jeśli tylko na Antarktydzie, to by świadczyło, że tylko na półkuli południowej. A jak zarówno na Grenlandii, jak i na Antarktydzie, to prawdopodobieństwo erupcji wulkanicznej wskazywałoby na tropiki na obu półkulach.

Z kolei pył przywiany na Antarktydę czy Grenlandię pomaga w zrozumieniu gdzie on w badanym okresie czasu, ze rdzenia lodowego, był. Identyfikacja pyłu, pomaga zrozumieć, czy to jest pył z pożarów czy z piasków pustynnych.

Ponadto w bąbelkach powietrza atmosferycznego uwięzionego w badanych warstwach lodu jest też uwięziony skład atmosferycznych gazów, w tym cieplarnianych, zwłaszcza bardzo ważnego dla klimatu dwutlenku węgla, a także metanu, w krótkich epizodach hipertermicznych Ziemi.

Rys.3. Przekrój przez firn w ciepłym (-30°C) miejscu o wysokiej akumulacji śniegu (po lewej) oraz zimnym o małej akumulacji śniegu (po prawej). Głębokość poszczególnych warstw i stref zależy od lokalnych warunków (na diagramie pokazane są z tą samą wysokością). Źródło

Podczas badań najlepiej są zachowane rdzenie lodowe ze sprasowanym już lodem. Im obfitsze były w danym regionie opady śniegu, tym szybciej zmieniał się on w firn, a następnie w lód, dzięki czemu jest mniejsze rozmycie czasowe (kilkanaście lat) i mniej inkluzji. Natomiast im słabsze były opady śniegu, tym rozmycie czasowe potrafi być nawet sięgające 300 lat.

Po 2017 r. trwają intensywne prace nad identyfikacją i opisem klimatu sprzed 800 tysięcy lat., dzięki wydobyciu rdzenia lodowego, z tzw. niebieskiego lodu, na Wzgórzach Allana 200 km od stacji McMurdo. Do pomiarów w nim zastosowano izotopy potasu 40K i argonu 40Ar

Badania próbek tego lodu sprzed 2,7 mln lat temu wykazały koncentrację CO2 nie przekraczającą 300 ppm, ale niższą niż uzyskaną ze skamieniałości zwierząt morskich w tym samym okresie czasu.

Fot.4. Rdzeń lodowy z niebieskiego lodu pobierany na Allan Hills Antarktydzie. Zdjęcie Yuzhen Yan, Department of Geosciences, Princeton University (Źródło).

Stąd wypływają sugestie naukowców, że dane trzeba na nowo przekalibrować, co oznaczałoby, że współczesne stężenie CO2 jest znacznie wyższe niż 3,5 mln lat temu i należy wyciągnąć wniosek, że podobne było prawdopodobnie kilkanaście milionów lat temu (Paul Voosen, 2017).

3. Proxy solarne powiązane z proxies – rdzeniami lodowymi i słojami drzew

Do pomiaru aktywności słonecznej w dawniejszych okresach i epokach geologicznych, służą nam izotopy berylu 10Be i 11Be w rdzeniach lodowych i izotopy węgla 14C w słojach drzew.

Zanim wdrożono badania satelitarne od co najmniej połowy XX wieku prowadzi się badania izotopowe aktywności słonecznej. Wcześniej jednak od co najmniej XVII wieku do dziś naukowcy liczą plamy na słońcu. I gdy było ich więcej, to znaczyło, że aktywność słoneczna jest duża.

Gdy mamy do czynienia z większą aktywnością słoneczną, jak np. w okresie średniowiecza 950-1250 czy na początku XX wieku (1910-1945), pole magnetyczne naszej gwiazdy jest bardzo silne, co zmniejsza dopływ do naszej Ziemi galaktycznego promieniowania. A w atmosferze dochodzi do znacznie mniejszego zderzania się jego z cząsteczkowym tlenem atmosferycznym, co powoduje kruszenie
jądra atomowego, co w końcowym wyniku skutkuje powstaniem kosmogenicznego izotopu berylu 10Be, ale przy większej aktywności Słońca ten efekt jest słabszy. Z kolei mocno obniżona aktywność słoneczna, jak np. w okresie 1350-1850, wspomniane pole
magnetyczne naszej gwiazdy jest bardzo słabe i wtedy mamy do czynienia z bardzo nasilonym dopływem galaktycznego promieniowania. I w atmosferze następuje intensyfikacja kruszenia jądra atomowego przez bombardujące protony, promieniowanie alfa i wiele jąder cięższych pierwiastków (składniki promieniowania
kosmicznego), gdzie końcowym produktem są radioaktywne izotopy berylu 10Be, które znajdujemy w warstwach rdzeni lodowych na Antarktydzie i na Grenlandii.

Rys.4. Długoterminowe zmiany parametru aktywności słonecznej (tutaj mierzonej parametrem modulacji pola magnetycznego Słońca) na podstawie produkcji w atmosferze radionuklidów 10Be i 14C (różne pomiary). Czarne linie odpowiadają danym pomiarowym z monitoringu strumienia neutronów (gdy Słońce jest aktywne, jego pole magnetyczne nie dopuszcza do Układu Słonecznego naładowanych cząstek promieniowania kosmicznego, które trafiając w Ziemię wytwarzają strumień neutronów – stąd jest on bardzo dobrym proxy aktywności słonecznej) oraz liczby plam słonecznych. Usoskin i in., 2006.

Podobne procesy zachodzą gdy cząsteczki azotu atmosferycznego są bombardowane przez promieniowanie kosmiczne i w tej fuzji powstają radioaktywne izotopy węgla14C, który jest wtedy intensywniej absorbowany w cząsteczkach dwutlenku węgla
gdzie mamy z reguły więcej izotopów węgla 12C niż 13C, gdyż rośliny te pierwsze bardziej preferują w wysokim stęzeniu atmosferycznego CO2 (Vlado Valković, 2000).

Obecnie jest też dlatego większy stosunek węglowy izotopów 12C do 13C, ponieważ ludzkość używa paliw kopalnych, które są pochodzenia roślinnego z dawniejszych epok, a nawet er geologicznych. I mamy do czynienia z tzw. efektem Suessa, czyli
rozcieńczaniem izotopów 14C i nawet 13C na korzyść 12C

4. Proxies z dawnymi stężeniami CO2

Paleozole

Stosunek izotopy węgla 12C do 13C odmierza się również w starszych “zegarach geologicznych” i paleowskaźnikach klimatycznych.

Do paleowksaźników ze starożytnymi stężeniami CO2 zaliczamy gleby kopalne zwane paleozolami. Położone są one pod warstwami osadów gleb eolicznych (lessowych), rzecznych czy też wulkanicznych popiołów. Charakteryzują się tym, że zachowały wiele swoich cech fizykochemicznych gdy powstały i nie są narażone na czynniki zewnętrzne atmosferyczne jak np. wietrzenie chemiczne (rozkład składu chemicznego) czy fizyczne (np. kruszenie mechaniczne).

Fot.5. Paleozol wapienny, Madison Bluffs, południowo-zachodnia Montana. Zdjęcie: dr Debra Hanneman, Whitehall Geogroup, Inc.

W warstwach paleozoli podczas umiarkowanego stężenia atmosferycznego CO2, zachowane są izotopy 13C pochodzenia atmosferycznego i pochodzenia organicznego, głównie z rozkładu szczątek roślinnych. i pierwsze izotopy wtedy mają koncentrację wysoką, a drugie niską. Sytuacja staje się odwrotna gdy bardzo
szybko rośnie stężenie dwutlenku węgla w atmosferze. Wtedy warstwy paleozoli z wyższą koncentracją CO2 są takie, że jest mniej izotopów 13C pochodzenia atmosferycznego, a więcej izotopów 13C pochodzenia organicznego. Oczywiście w tym drugim przypadku sam stosunek węglowy izotopów 12C do 13C jest bardzo wysoki.

Skorupki wymarłych bezkręgowców

Kolejny paleowskaźnik jak skorupki wymarłych bezkręgowców to pomiar nie tylko starożytnego stężenia dwutlenku węgla, ale i zakwaszenia. I do tego są wykorzystywane analizy obliczeń i porównań warstw w skorupkach wymarłych dawno temu zwierząt.

A ściślej bada się związki chemiczne trójwodorotlenku boru B(OH)3
i czterowodorotlenku boru B(OH)4 w wodzie oceanicznej. Przy wyższym stężeniu dwutlenku węgla w atmosferze i analogicznie w powierzchniowych wodach oceanu (gdyż atmosfera i ocean są w ścisłej równowadze chemicznej), więcej jest w wodzie i w skorupkach (muszelkach, pancerzykach) bezkręgowców związków boru B(OH)3.
Natomiast gdy jest ustabilizowana koncentracja CO2 w atmosferze i wodach powierzchniowych oceanu, więcej jest B(OH)4.

Rys.5. Zestawienie wyników rekonstrukcji koncentracji CO2 (oś pionowa) w ostatnich 40 milionach lat na podstawie analizy izotopów boru, paleozoli, aparatów szparkowych i badania alkenonów w osadach morskich. Źródło: Zhang i in. 2013.

Więc, w ten sposób można odmierzyć z dawnych epok geologicznych, zarówno koncentrację dwutlenku węgla w atmosferze (w ppm), jak i zakwaszenie oceanu (w pH) (James Rae i in. 2011).

Aparaty szparkowe roślin

Do pomiaru koncentracji dwutlenku węgla stosuje się dość ciekawy paleowskaźnik. Stopień zagęszczenia aparatów szparkowych. Zbyt duża ich ilość wprawdzie zwiększyłaby efekt nawożenia CO2, ale i też naraziłaby daną roślinę na utratę wilgoci oraz otwarcie dróg do inwazji wszelkiego rodzaju patogenów i szkodników. Dlatego też każdy wzrost koncentracji tego gazu przekłada się na zmniejszenie
liczby tychże aparatów szparkowych. Naukowcy odkrywając w skałach osadowych liście poszczególnych gatunków kopalnych roślin, w ten sposób dochodzą do tego czy badane osobniki żyły gdy było wysokie stężenie CO2 w atmosferze, a więc, raczej ciepło, czy też było niskie stężenie CO2, a więc, raczej chłodno. Przy wzroście koncentracji dwutlenku węgla w atmosferze o 100ppm, gęstość aparatów szparkowych u roślin zmniejsza się na ogół o kilka procent
(Peter Franks i in. 2012).

Fot.6. Aparat szparkowy w powiększeniu. Źródło: Wikipedia, licencja CC BY-SA 3.0.

5. Paleowskaźniki koncentracji dwutlenku i temperatury – otwornice

Alkenony – u niektórych gatunków glonów

Następnym paleowskaźnikiem starożytnych dziejów są alkenony, długie łańcuchy molekuł (35-41 atomów węgla) wytwarzanych podczas fotosyntezy w organizmach glonów.

Gdy w oceanie jest większy stosunek izotopów 12C do 13C, wtedy glony podobnie jak rośliny więcej i częściej przyswajają te pierwsze niż drugie. Gdy jednak jest mniejszy stosunek, to nie wybredzają też izotopami 13C.

Dobrym wskaźnikiem paleotemperatury jest to, że w cieplejszej temperaturze jest mniej wytwarzanych tych molekuł – alkenonów w glonach

Otwornice

W pancerzykach węglanowych otwornic i podobnych bezkręgowców morskich występuje większy stosunek izotopów 18O do 16O w cieplejszych wodach, z której paruje więcej pary wodnej z izotopami lekkimi 16O. Natomiast w chłodniejszych wodach, z której jest mniejsze parowanie izotopów 16O, stosunek ten jest mniejszy.
Analizując dawne klimaty, patrzy się na te zależności stosunków pod względem oszacowania temperatury oceanów i atmosfery w tamtych czasach.

Fot.7. Skamieniałe otwornice sprzed kilkudziesięciu milionów lat. Zdjęcie: Paul Pearson, Cardiff University (licencja CC BY)

Rozpatrując koncentrację dwutlenku węgla, analogicznie jak w alkenonach, skorupkach bezkręgowców pod względem koncentracji izotopów boru w związkach wodorotlenkowych oraz w paleozolach, dla otwornic i podobnych bezkręgowców bada się stosunek izotopów węgla 12C do 13C.

Ponadto muszelki otwornic frakcjonuje się ze względu na to czy żyły na powierzchni oceanu, w jego pelagialu, nektonie czy bentosie.

6. Paleowskaźnik do najstarszych dziejów Ziemi

TEX-86 – archeowce

Paleotermometr TEX-86, odkryty w 1986 roku u archeowców pokazuje osobliwy pomiar temperatury. Mianowicie liczbę pierścieni cyklopentanu w błonach lipidowych tych archebakterii. Z tego co wynika, że w stabilnym klimacie jest stabilna liczba tych pierścieni, a podczas wysokiego stężenia, prawdopodobnie niska (j.E. Tierney, 2014).

7. Odwierty głębinowe, osady jeziorne i morskie i inne proxies

Są oczywiście też inne paleowskaźniki takie jak choćby odwierty głębinowe, które pełnią podobną funkcję jak rdzenie lodowe, ale są nieco mniej skuteczne w zapisie do 800 tysięcy lat wstecz. Częstą przeszkodą też są warstwy wodonośne, które zakłócają chronologię czasową odwiertów w glebach. Podobnie stosuje się odwierty na torfowiskach. Podobną rolę też pełnią osady jeziorne i morskie.

Fot.8. Pomiary temperatury w odwiercie głębinowym. Zdjęcie: Caitlin Hartig, Geo Thermal (licencja CC BY-NC-ND 2.0).

Również jako zegary paleoklimatyczne niezbyt dobrze służą pyłki i spory czy szczątki roślin i zwierzęcych ze względu na różnorodne warunki atmosferyczne i szybkie utlenianie.

Cytat z artykułu Nauka o klimacie

Przykładowo, na Ziemi Baffina (wyspa na zachód od Grenlandii) topnieje lodowiec, spod którego wyłaniają się kępy martwego mchu, w których nie ma mierzalnych ilości 14C. Oznacza to, że znika lodowiec istniejący od ponad 50 tysięcy lat.

Fot.9. Profesor Gifford Miller z Institute of Arctic and Alpine Research pobiera próbki mchu na Ziemi Baffina. Zdjęcie zamieszczamy dzięki uprzejmości University of Colorado.

Szczątki kopalne okrzemków, małżoraczków i mchów są paleowskaźnikami, np. kiedy pojawił się po raz pierwszy lód na Antarktydzie (a było to ponad 30 milionów lat temu) i kiedy ostatecznie zamarzła ona (a było to 14 milionów lat temu).

Oczywiście dobrze służą naukowcom wszelkie zapiski kronikarskie za naszych czasów historycznych o zbiorach upraw, owoców, o deszczach, słońcu, powodziach, zamieciach śnieżnych, obserwacjach lodowców itp., gdy jeszcze nie było termometrów.

Podsumowanie

Generalnie aby zagłębiać się daleko w przeszłość trzeba wszystkie paleotermometry brać pod uwagę wraz z innymi paleowskaźnikami. To nie jest prosta wiedza. w ogóle wiedza, zarówno geologiczna czy paleontologiczna, no i w końcu paleoklimatologiczna, nie jest zbytnio doceniana. Ale prawda jest taka. Żeby dobrze wykonywać pomiary współczesne trzeba dość dobrze znać przeszłość dawnego
klimatu w historii Ziemi i dobrze go rekonstruować. Dopiero wtedy można naprawdę oszacować projekcje klimatu na przyszłość. Ale wprzód musimy wiedzieć co się dzieje teraz w klimacie naszej Ziemi.

———————-

Niebieski lód (Paul Voosen, 2017)

https://www.sciencemag.org/news/2017/08/record-shattering-27-million-year-old-ice-core-reveals-start-ice-ages#

https://naukaoklimacie.pl/tagi/paleoklimatologia

https://naukaoklimacie.pl/fakty-i-mity/mit-rekonstrukcjom-temperatury-na-podstawie-slojow-drzew-nie-mozna-wierzyc-103

Izotopy boru – (James Rae i in., 2011)

https://link.springer.com/chapter/10.1007/978-3-319-64666-4_5

TEX-86 (Jessica E. Tierney & Martin P. Tingley, 2014)

https://www.nature.com/articles/sdata201529

Aktywność słoneczna (Vlado Walković, 2000)

https://www.sciencedirect.com/topics/earth-and-planetary-sciences/primary-cosmic-rays

Aparaty szparkowe (Peter Franks i in., 2012)

https://royalsocietypublishing.org/doi/10.1098/rstb.2011.0270

Spadek gęstości drewna (K.R. Briffa i in., 1998)

https://www.researchgate.net/publication/232785046_Reduced_sensitivity_of_recent_tree-growth_to_temperature_at_Northern_high_latitudes

Proxy raf koralowych (Andreas Lauchstedt i in., 2017)

https://www.nature.com/articles/s41598-017-10961-3

Speleotermy (Holli Riebeek, 2005)

https://earthobservatory.nasa.gov/features/Paleoclimatology_Speleothems

Dodaj komentarz

Twój adres email nie zostanie opublikowany. Pola, których wypełnienie jest wymagane, są oznaczone symbolem *