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Erläuterungen

Dieses Bild zeigt die langzeitige Entwicklung des Sauerstoffisotopenverhältnisses während des Phanerozoikums, gemessen in Fossilien, berichtet von Veizer et al. (1999) und online ergänzt 2004^[1]. Solche Verhältnisse spiegeln sowohl die lokale Temperatur am Ort der Deposition wieder als auch globale Änderungen, die mit dem Ausmaß der permanenten kontinentalen Vergletscherung zusammenhängen. Als solche können relative Änderungen des Sauerstoffisotopenverhältnisses grob interpretiert werden als Klimaänderungen. Die quantitative Umwandlung dieser Daten in direkte Temperaturänderungen ist ein komplizierter Prozeß mit vielen systematischen Unsicherheiten. Es wird jedoch geschätzt, daß eine Änderung von 1 Promille in δ¹⁸O etwa einer Änderung der tropischen Meeresoberflächentemperatur von 1.5-2 °C entspricht (Veizer et al. 2000).

Außerdem werden in diesem Diagramm blaue Balken gezeigt in Perioden, wo geologische Kriterien (Frakes et al. 1992) kalte Temperaturen und Vereisung andeuten, wie berichtet von Veizer et al. (2000). Die Jura-Kreidezeit wird mit einem helleren Blau angezeigt, weil sie zwar aus geologischen Gründen als "kühl" interpretiert wird, aber die Konfiguration der Kontinente zu der Zeit die Bildung von Eisschilden in großem Maßstab verhindert zu haben scheint.

Sämtliche hier dargestellten Daten wurden an 2004 angepaßt (siehe ICS, geologische Zeitskala^[2]). Das "Kurzzeitmittel" wurde konstruiert mit Hilfe eines Gauß-Filters mit gleitendem Mittelwert und Varianz 3 Millionen Jahre, angewandt auf die originalen 16 692 Datenpunkte. Der graue Balken stellt die zugehörige statistische Unsicherheit dar für ein Konfidenzintervall von 95%. Das "Langzeitmittel" wurde konstruiert mit Hilfe eines Gauß-Filters mit 15 Millionen Jahren Varianz, angewandt auf die Kurzzeitdaten (siehe Anmerkungen).

In geologischen Zeiträumen kommt die größte Verschiebung des Sauerstoffisotopenverhältnisses von der langsamen radiogenen Evolution des Mantels. Es gibt einige Vorschläge, wie man das behandeln kann. Sie sind verschiedenen systematischen Fehlern unterworfen, aber die gebräuchlichste Vorgehensweise ist es, die Langzeittrends zu unterdrücken. Diese Methode wurde in diesem Fall angewendet, indem ein an die Kurzzeitmittelwerte angepaßtes quadratisches Polynom von den Daten abgezogen wurde. Als Ergebnis davon können keine Schlüsse gezogen werden aus sehr langzeitigen (> 200 Millionen Jahre) Temperaturänderungen allein aus diesen Daten. Jedoch wird gewöhnlich angenommen, daß die Temperaturen während der jetzigen kalten Periode und während des Temperaturmaximums der Kreidezeit nicht sehr verschieden sind von den kalten und heißen Perioden im Rest des Phanerozoikums. Kürzlich ist dies jedoch von Royer et al. (2004) angezweifelt worden. Sie schlagen vor, daß die hohen und tiefen Temperaturen am Anfang des Phanerozoikums jeweils bedeutend wärmer als ihre jetzigen Gegenstücke waren.

Am oberen und unteren Rand des Diagramms sind gebräuchliche Symbole der geologischen Perioden dargestellt.

Langzeitentwicklung

Die Langzeitänderungen der Isotopenverhältnisse sind interpretiert worden als eine Quasiperiodizität von ca. 140 Millionen Jahren des globalen Klimas (Veizer et al. 2000) und einige Autoren (Shaviv and Veizer 2003) haben diese Periodizität interpretiert als verursacht durch die Bewegung des Sonnensystems durch die Milchstraße. Begegnungen mit galaktischen Spiralarmen können plausibel zu einem Anstieg um den Faktor 3 bei der kosmischen Strahlung führen. Weil die kosmische Strahlung die primäre Quelle von Ionisation in der Troposphäre ist, können diese Ereignisse plausibel das globale Klima beeinflussen. Eine hauptsächliche Begrenzung dieser Theorie ist es, daß existierende Messungen nur sehr schlecht die Zeiten von Begegnungen mit den Spiralarmen eingrenzen können.

Die traditionellere Sichtweise ist, daß Langzeitänderungen des globalen Klimas durch geologische Kräfte kontrolliert werden, insbesondere durch Änderungen der Konfiguration der Kontinente als Resultat der Plattentektonik.

Referenzen

• Frakes, L. A., Francis, J. E. & Syktus, J. I. (1992) Climate Modes of the Phanerozoic, Cambridge: Cambridge Univ. Press
• Royer, Dana L., Robert A. Berner, Isabel P. Montañez, Neil J. Tabor, and David J. Beerling (2004). "CO₂ as a primary driver of Phanerozoic climate". GSA Today 14 (3): 4-10. DOI:<4:CAAPDO>2.0.CO;2 10.1130/1052-5173(2004)014<4:CAAPDO>2.0.CO;2.
• Shaviv, N. and Veizer, J. (2003). "Celestial driver of Phanerozoic climate?". GSA Today (July 2003): 4-10.
• Veizer, J., Ala, D., Azmy, K., Bruckschen, P., Buhl, D., Bruhn, F., Carden, G.A.F., Diener, A., Ebneth, S., Godderis, Y., Jasper, T., Korte, C., Pawellek, F., Podlaha, O. and Strauss, H. (1999). "87Sr/86Sr, d13C and d18O evolution of Phanerozoic seawater.". Chemical Geology 161: 59-88.
• Veizer, J., Godderis, Y. and Francois, L.M. (2000). "Evidence for decoupling of atmospheric CO2 and global climate during the Phanerozoic eon.". Nature 408: 698-701.

Anmerkungen

• Die grau dargestellten statistischen Fehler können bedeutend kleiner sein als die möglichen systematischen Fehler. Solche systematischen Überlegungen sind unter anderem:
  1. Verschiedene Fossiltypen von unterschiedlichen Phyla, gemessen in verschiedenen Teilen der Datenquelle können Abweichungen bewirken, ebenso biologische Differenzen bei der Inkorporation von Sauerstoff in die verschiedenen Fossilien.
  2. Weil Sauerstoffisotopen sowohl lokale Temperaturen als auch die globale Vereisung widerspiegeln, ist es nötig, Proben aus großräumigen Gebieten zu verwenden, um eine ausreichende globale Bedeckung zu erreichen. So eine umfangreiche Bedeckung ist möglicherweise nicht für alle Zeitperioden verfügbar (insbesondere ältere Perioden).
  3. Zur Konstruktion des "Langzeitmittels" wurde der Filter auf die Kurzzeitmittelwerte angewendet statt direkt auf die Daten, weil das die Ergebnisse stark zu Werten verschieben würde, die bei zeitlich nah zueinander liegenden Zeiten gemessen wurden.