Paleoklimatologia: aktywność słoneczna i radioaktywne izotopy

Jednym z najważniejszych czynników kształtujących klimat Ziemi jest aktywność słoneczna, a konkretniej - ilość energii docierającej ze Słońca do powierzchni naszej planety. Obecnie możemy mierzyć aktywność słoneczną za pomocą specjalnych przyrządów, także zamontowanych na satelitach. Dawniej naukowcy liczyli plamy na Słońcu (im większa aktywność gwiazdy, tym więcej plam). Ale skąd wiemy, jaka była aktywność słoneczna w czasach przed rozpoczęciem obserwacji? Z pomocą przychodzi badanie izotopów - tym razem radioaktywnych.

Rysunek 1: Jedenastoletni cykl aktywności słonecznej: od minimum w roku 1996 do maksimum w 2001 i kolejnego minimum w 2006. Ilustrację zamieszczamy dzięki uprzejmości ESA i NASA.

Zmiany aktywności słonecznej oznaczają nie tylko wahania ilości docierającej do Ziemi energii. Wraz z nią zmienia się także natężenie roztaczanego przez naszą gwiazdę pola magnetycznego. Pole to mocniej lub słabiej osłania układ słoneczny od galaktycznego promieniowania kosmicznego (rozpędzonych naładowanych cząstek – jąder atomowych – wyemitowanych kiedyś w naszej galaktyce i pędzących przez przestrzeń kosmiczną).

Gdy wysokoenergetyczna (rozpędzona) cząsteczka promieniowania kosmicznego zderza się z jądrem atomowym znajdującym się w skale, glebie lub atmosferze, może dokonać jego przemiany jądrowej i spowodować powstanie izotopu radioaktywnego, nie istniejącego w sposób naturalny na Ziemi (ponieważ okres rozpadu takiego jądra atomowego w porównaniu z czasem istnienia planety jest krótki, te, które były na Ziemi w trakcie jej powstawania, zdążyły się już dawno temu rozpaść).

Przykładowo, izotop berylu 10Be jest produkowany w atmosferze przez promieniowanie kosmiczne pochodzenia pozasłonecznego. Im większa jest aktywność słoneczna, tym mniej tego promieniowania dociera do Ziemi i tym mniej powstaje 10Be. Na podstawie analizy zawartości 10Be w rdzeniach lodowych można określić okresy wzmożonej aktywności słonecznej. Pozostają one w bardzo dobrej zgodności z aktywnością słoneczną określaną za pomocą liczby plam.

Rysunek 2: Naukowiec wydobywający rdzeń lodowy na Antarktydzie. Zdjęcie: Ted Scambos & Rob Bauer, NSIDC.

Podobnie ma się sprawa z izotopem węgla 14C. Powstaje on w górnych warstwach atmosfery Ziemi w wyniku oddziaływania promieniowania kosmicznego z azotem 14N. W okresach minimum aktywności Słońca – gdy słabnie jego pole magnetyczne (a więc wzmacnia się strumień promieniowania kosmicznego) – powstaje więcej izotopu 14C, który, dyfundując do niższych warstw atmosfery, odkłada się m.in. w rocznych przyrostach drzew.

Rysunek 3: 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.

W latach 60. XX wieku, w rezultacie testów broni jądrowej, koncentracja 14C w atmosferze wzrosła prawie dwukrotnie, a później w miarę przechodzenia atomów do innych rezerwuarów węgla (oceanów i ekosystemów lądowych), spadała i obecnie jest na poziomie o 10% wyższym niż w latach 50. XX w. Przy okazji zimnej wojny dostaliśmy do ręki bardzo poręczne narzędzie do datowania (na przykład warstw lodowców) i śledzenia przepływu węgla w przyrodzie (na przykład jego rozchodzenia się w głąb oceanów).

Oszacowania aktywności słonecznej uzyskane za pośrednictwem izotopów różnych pierwiastków dają nie do końca jednoznaczne wyniki (pokazuje to rysunek 3), związane m.in. z różnicami w procesach, którym podlegały próbki pochodzące z różnych rejonów oraz zmianami ziemskiego pola magnetycznego, które wpływają na zróżnicowanie dopływu naładowanych cząsteczek promieniowania kosmicznego do różnych regionów naszej planety. Poręcznie byłoby mieć wskaźnik aktywności słonecznej, który powstał dawno temu i nie był wystawione na te czynniki. Skąd go wziąć? Można zbadać meteoryty, w których obecne są radionuklidy pochodzenia kosmicznego, na przykład 44Ti.

Rysunek 4: Ziemia Baffina. Zdjęcie: ashokboghani (licencja CC BY-NC 2.0).

Na koniec przykład. Jakiś czas temu pisaliśmy o badaniach paleoklimatycznych na Ziemi Baffina (czytaj Kiedy ostatnio w Arktyce było tak ciepło jak obecnie?). Występujący tu lodowiec jest pozostałością istniejącego od ponad 2,5 mln lat lądolodu laurentyjskiego, który w epokach lodowej pokrywał Kanadę i dużą część północnych Stanów Zjednoczonych. Badania radionuklidów pochodzenia kosmicznego, takich jak 10Be, 26Al i 14C w skałach leżących u czoła topniejącego lodowca pozwoliły określić, kiedy były one wystawione na działanie promieniowania kosmicznego (ma to miejsce tylko wtedy, gdy nie są przykryte lądolodem). Okazuje się, że w ostatnim milionie lat jedynie dwa razy, setki tysięcy lat temu, lądolód kurczył się w stopniu zbliżonym do obecnie obserwowanego. Jeśli topnienie będzie dalej przebiegać dalej, w kolejnych dekadach zaczną odsłaniać się skały znajdujące się pod lądolodem od ponad 2,5 mln lat.

Marcin Popkiewicz, konstulacja merytoryczna: prof. Szymon Malinowski

Pozostałe części cyklu:
Paleoklimatologia: o co w tym w ogóle chodzi?
Paleoklimatologia: co nam powie skład izotopowy węgla

Paleoklimatologia: izotopy tlenu a temperatura
Paleoklimatologia: sekrety rdzeni lodowych
Paleoklimatologia: drzewa, korale stalaktyty

Opublikowano: 2017-12-11 14:49
Tagi

aktywność słoneczna paleoklimatologia pomiary i obserwacje

Korzystanie z witryny bez zmiany ustawień przeglądarki oznacza akceptację polityki cookies.