Un paleotermómetro es una metodología que proporciona una estimación de la temperatura ambiente en el momento de la formación de un material natural. La mayoría de los paleotermómetros se basan en relaciones de aproximación calibradas empíricamente, como los métodos de anillos de los árboles o TEX 86. Los métodos isotópicos, como el método δ 18 O o el método de isótopos agregados , pueden proporcionar, al menos en teoría, mediciones directas de la temperatura.
Relación isotópica de 18 O a 16 O, generalmente en pruebas de foraminíferos o núcleos de hielo. Los valores altos indican temperaturas bajas. El volumen de hielo puede confundir: más hielo significa mayor δ 18 Ovalores.
El agua del océano está compuesta principalmente por H 2 16 O, con pequeñas cantidades de HD 16 O y H 2 18 O. En el agua oceánica media estándar (SMOW), la relación entre D y H es155,8 × 10 −6 y 18 O/ 16 O es2005 × 10 −6 . El fraccionamiento se produce durante los cambios entre las fases condensada y de vapor: la presión de vapor de los isótopos más pesados es menor, por lo que el vapor contiene relativamente más isótopos más ligeros y cuando el vapor se condensa, la precipitación contiene preferentemente isótopos más pesados. La diferencia con SMOW se expresa como
y una fórmula similar para δD . δ 18 OLos valores de precipitación son siempre negativos. La principal influencia en δ 18 Oes la diferencia entre las temperaturas del océano donde se evaporó la humedad y el lugar donde ocurrió la precipitación final; dado que las temperaturas del océano son relativamente estables, el δ 18 OEl valor refleja principalmente la temperatura en la que se produce la precipitación. Teniendo en cuenta que la precipitación se forma por encima de la capa de inversión , nos queda una relación lineal:
que se calibra empíricamente a partir de mediciones de temperatura y δ 18 Ocomo un =0,67‰/°C para Groenlandia y0,76‰/°C para la Antártida Oriental . La calibración se realizó inicialmente sobre la base de variaciones espaciales de temperatura y se asumió que esto correspondía a variaciones temporales (Jouzel y Merlivat, 1984). Más recientemente, la termometría de pozo ha demostrado que para las variaciones glaciales-interglaciales, a =0,33‰/°C (Cuffey et al., 1995), lo que implica que los cambios de temperatura glacial-interglacial fueron el doble de grandes de lo que se creía anteriormente.
El magnesio (Mg) se incorpora a las conchas de calcita (pruebas) de los foraminíferos planctónicos y bentónicos como un oligoelemento. [1] Debido a que la incorporación de Mg como impureza en la calcita es endotérmica, se incorpora más al cristal en crecimiento a temperaturas más altas. [2] Por lo tanto, una alta relación Mg/Ca implica una alta temperatura, aunque los factores ecológicos pueden confundir la señal. El Mg tiene un largo tiempo de residencia en el océano, por lo que es posible ignorar en gran medida el efecto de los cambios en el Mg/Ca del agua de mar en la señal. [3] Las relaciones Mg/Ca a veces pueden subestimar las temperaturas del agua de mar a través de la disolución de las conchas de los foraminíferos, lo que reduce los valores de Mg/Ca. [4]
El estroncio (Sr) se incorpora en el aragonito de coral, [5] [6] y está bien establecido que la relación precisa Sr/Ca en el esqueleto de coral muestra una correlación inversa con la temperatura del agua de mar durante su biomineralización. [7] [8]
Las distribuciones de moléculas orgánicas en los sedimentos marinos reflejan la temperatura.
Los tamaños característicos de las hojas, las formas y la prevalencia de características como las puntas de goteo ('fisonomía de la hoja o foliar') difieren entre las selvas tropicales (muchas especies con hojas grandes con bordes lisos y puntas de goteo) y los bosques caducifolios templados (las clases de tamaño de hoja más pequeño son comunes, los bordes dentados son comunes), y a menudo varían continuamente entre sitios a lo largo de gradientes climáticos, como de climas cálidos a fríos, o de alta a baja precipitación. [9] Esta variación entre sitios a lo largo de gradientes ambientales refleja compromisos adaptativos de las especies presentes para equilibrar la necesidad de capturar energía de la luz, gestionar la ganancia y pérdida de calor, al tiempo que se maximiza la eficiencia del intercambio de gases, la transpiración y la fotosíntesis . Los análisis cuantitativos de la fisonomía de las hojas de la vegetación moderna y las respuestas climáticas a lo largo de gradientes ambientales han sido en gran parte univariados , pero los enfoques multivariados integran múltiples caracteres de las hojas y parámetros climáticos. La temperatura se ha estimado (con diversos grados de fidelidad) utilizando la fisonomía de las hojas para las floras de las hojas del Cretácico Tardío y el Cenozoico , principalmente utilizando dos enfoques principales: [10]
Un enfoque univariado que se basa en la observación de que la proporción de especies de dicotiledóneas leñosas con márgenes de hojas lisos (es decir, sin dientes) (0 ≤ margen P ≤ 1) en la vegetación varía proporcionalmente con la temperatura media anual (MAT [11] ). [12] Requiere que la flora fósil se segregue en morfotipos (es decir, "especies"), pero no requiere su identificación. La ecuación de regresión LMA original se derivó para los bosques del este de Asia, [13] y es:
El error de la estimación de LMA se expresa como el error de muestreo binomial: [14]
donde c es la pendiente de la ecuación de regresión de LMA, P margen como se utiliza en ( 1 ), y r es el número de especies puntuadas para el tipo de margen de la hoja para la flora de hojas fósiles individuales. Las calibraciones de LMA se han derivado para las principales regiones del mundo, incluidas América del Norte, [15] Europa, [16] América del Sur, [17] y Australia. [18] Los entornos ribereños y de humedales tienen una ecuación de regresión ligeramente diferente, porque tienen proporcionalmente menos plantas de margen liso. Es [19]
CLAMP es un enfoque multivariado basado principalmente en un conjunto de datos de vegetación principalmente del hemisferio occidental, [20] posteriormente agregado con conjuntos de datos de vegetación regional mundial adicional. [21] [22] El análisis de correlación canónica se utiliza combinando 31 caracteres de las hojas, pero el tipo de margen de la hoja representó un componente significativo de la relación entre los estados fisionómicos y la temperatura. Usando CLAMP, MAT se estima con pequeños errores estándar (por ejemplo, CCA ± 0,7–1,0 °C). Se pueden estimar parámetros de temperatura adicionales usando CLAMP, como la temperatura media del mes más frío (CMMT) y la temperatura media del mes más cálido (WMMT) que brindan estimaciones para las condiciones medias de invierno y verano respectivamente.
Ciertas plantas prefieren determinadas temperaturas; si se encuentra su polen se puede calcular la temperatura aproximada.
Existe una ligera tendencia termodinámica de los isótopos pesados a formar enlaces entre sí, en exceso de lo que se esperaría de una distribución estocástica o aleatoria de la misma concentración de isótopos. El exceso es mayor a baja temperatura (ver ecuación de Van 't Hoff ), y la distribución isotópica se vuelve más aleatoria a mayor temperatura. Junto con el fenómeno estrechamente relacionado del fraccionamiento de isótopos de equilibrio , este efecto surge de las diferencias en la energía del punto cero entre los isotópogos . Los minerales de carbonato como la calcita contienen grupos CO 3 2− que se pueden convertir en gas CO 2 por reacción con ácido fosfórico concentrado. El gas CO 2 se analiza con un espectrómetro de masas para determinar las abundancias de isotópogos. El parámetro Δ 47 es la diferencia medida en la concentración entre isotópogos con una masa de 47 u (en comparación con 44) en una muestra y una muestra hipotética con la misma composición isotópica en masa, pero una distribución estocástica de isótopos pesados. Los experimentos de laboratorio, los cálculos mecánicos cuánticos y las muestras naturales (con temperaturas de cristalización conocidas) indican que Δ 47 está correlacionado con el cuadrado inverso de la temperatura . Por lo tanto, las mediciones de Δ 47 proporcionan una estimación de la temperatura a la que se formó un carbonato. La paleotermometría de 13 C- 18 O no requiere un conocimiento previo de la concentración de 18 O en el agua (cosa que sí requiere el método δ 18 O). Esto permite que el paleotermómetro de 13 C- 18 O se aplique a algunas muestras, incluidos carbonatos de agua dulce y rocas muy antiguas, con menos ambigüedad que otros métodos basados en isótopos. El método está limitado actualmente por la concentración muy baja de isotopólogos de masa 47 o superior en el CO 2 producido a partir de carbonatos naturales, y por la escasez de instrumentos con matrices de detectores y sensibilidades adecuadas. El estudio de este tipo de reacciones de ordenamiento isotópico en la naturaleza a menudo se denomina geoquímica de "isótopos agrupados" . [23] [24]
![{\displaystyle \delta {\ce {^{18}O}}=1000\times \left[{\ce {{\frac {^{18}O}{^{16}O}}}}{\Bigg /}\left({\ce {{\frac {^{18}O}{^{16}O}}}}\right)_{{\ce {SMOW}}}-1\right]}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/46a1f7bb2e6f8b687b805032d9de78f95d8f741a)
