Paleotermómetro

Archiu:All palaeotemps.svg

Un paleotermómetro és una metodologia que proporciona una estimació de la temperatura ambiente en el moment de formació d'un material natural. La majoria dels paleotermómetros es basen en relacions proxy calibrades empíricamente, com l'anelle d'arbre o els métodos TEX₈₆. Els métodos isotòpics, com el método δ¹⁸O o el método d'isòtops agrupats, poden proporcionar, a lo manco en teoria, medicions directes de la temperatura.

Paleotermómetros més comuns

δ18O

La relació isotòpica de ¹⁸O a ¹⁶O, generalment en proves de fòrums o núcleus de gèl. Valors alts signifiquen temperatures baixes. Confòs pel volum de gèl: més gèl significa valors més alts δ¹⁸O.

L'aigua de l'oceà està composta principalment d'H₂¹⁶O, en menudes cantitats de HD¹⁶O i H₂¹⁸O. En aigua d'oceà media estàndar (SMOW), la relació entre D i H és $155,8*10^{-6}$ i ¹⁸O/ ¹⁶O és $2005*10^{-6}$. El fraccionament ocorre durant els canvis entre les fases condensada i de vapor: la pressió de vapor dels isòtops més pesats és menor, per lo que el vapor conté relativament més isòtops més llaugers i quan el vapor es condensa, la precipitació conté preferentment isòtops més pesats. La diferència en SMOW s'expressa com:

$\delta {\phantom{A}}_{\phantom{}}^{\phantom{18}}{\phantom{A}}_{\phantom{2}}^{\phantom{2}18}\mathrm{O}=1000\times [\frac{{\phantom{A}}_{\phantom{}}^{\phantom{18}}{\phantom{A}}_{\phantom{2}}^{\phantom{2}18}\mathrm{O}}{{\phantom{A}}_{\phantom{}}^{\phantom{16}}{\phantom{A}}_{\phantom{2}}^{\phantom{2}16}\mathrm{O}}/{\left(\frac{{\phantom{A}}_{\phantom{}}^{\phantom{18}}{\phantom{A}}_{\phantom{2}}^{\phantom{2}18}\mathrm{O}}{{\phantom{A}}_{\phantom{}}^{\phantom{16}}{\phantom{A}}_{\phantom{2}}^{\phantom{2}16}\mathrm{O}}\right)}_{\mathrm{S}\mathrm{M}\mathrm{O}\mathrm{W}}-1]$ ;

i una fòrmula similar per a δD. Els valors de δ¹⁸O per a la precipitació són sempre negatius. La principal influència sobre δ¹⁸O és la diferència entre les temperatures de l'oceà a on s'evapora la humitat i el lloc a on ocurrie la precipitació final; ya que les temperatures de l'oceà són relativament estables, el valor de δ reflectix principalment la temperatura a on es produïx la precipitació. Tenint en conte que la precipitació es forma per damunt de la capa d'inversió, nos queda una relació llineal:

$\delta {\phantom{A}}_{\phantom{}}^{\phantom{18}}{\phantom{A}}_{\phantom{2}}^{\phantom{2}18}\mathrm{O}=aT+b$

que es calibra empíricamente a partir de medicions de temperatura i δ¹⁸O com a = 0,67 ‰/^oC para Groenlàndia i 0,76 ‰/^oC per a l'Antàrtida Oriental. La calibración es va realisar inicialment sobre la base de variacions espacials de temperatura i es va supondre que estes corresponien a variacions temporals. Més recentment, la termometria de pou ha demostrat que per a les variacions glacial-interglaciales, a = 0,33 ‰/^oC, lo que implica que els canvis de temperatura glacial-interglacial varen ser dos voltes majors de lo que es creïa anteriorment.

Mg/Ca i Sr/Ca

El magnesi (Mg) s'incorpora com un oligoelemento a les closques de calcita dels foraminíferos planctónicos i bentónicos. Degut a que l'incorporació de Mg com a impurea en la calcita és endotèrmica, s'incorpora més al cristal en creiximent a temperatures més altes. Per lo tant, una relació Mg/Ca alta implica una temperatura alta, encara que els factors ecològics poden confondre la senyal. El Mg té un llarc temps de residència en l'oceà, per lo que és possible ignorar en gran medida l'efecte dels canvis en el Mg/Ca de l'aigua de mar en la senyal. Les relaciones Mg/Ca a voltes poden subestimar les temperatures de l'aigua de mar per la dissolució de les closques dels foraminíferos, lo que reduïx els valors de Mg/Ca.

L'estronci (Sr) s'incorpora en l'aragonita del coral, i està ben establit que la relació precisa Sr/Ca en l'esquelet del coral mostra una correlació inversa en la temperatura de l'aigua de mar durant la seua biomineralización.

Alquenones

 Les distribucions de molècules orgàniques en els sediment marins reflectixen la temperatura.

Fisonomia dels fulls

Els tamanys característics dels fulls, les seues formes i la prevalença de traces com les puntes de goteig diferixen entre els boscs tropicals (moltes espècies en fulls grans en vores planes i puntes de goteig) i els boscs templats caducifolios (les classes de tamany de fulls més menuts són comuns, vores dentados comunes), i a sovint varia contínuament entre llocs a lo llarc de gradient climàtics, com de climes càlits a fredor, o de precipitacions altes a baixes. Esta variació entre llocs a lo llarc de gradient ambientals reflectix compromisos adaptatius per part de les espècies presents per a equilibrar la necessitat de capturar energia lluminosa, gestionar el guany i pèrdua de calor, mentres s'maximizar l'eficiència de l'intercanvi de gasos, la transpiració i la fotosíntesis. Els anàlisis quantitatius de la fisonomia dels fulls de la vegetació moderna i les respostes climàtiques a lo llarc de gradient ambientals han segut en gran mida univariados, pero els enfocaments multivariados integren múltiples caràcters foliares i paràmetros climàtics. La temperatura s'ha estimat (en diversos graus de fidelitat) utilisant la fisonomia dels fulls per a les flores foliares del Cretácico tardà i del Cenozoico, utilisant principalment dos enfocaments principals:

Anàlisis del marge foliar (LMA)

Un enfocament univariado que es basa en l'observació de que la proporció d'espècies de dicotiledóneas llenyoses en màrgens foliares plans (és dir, sense dents) (0 ≤ P_margin ≤ 1) en la vegetació varia proporcionalment en la Temperatura Mija Anual (MAT). Es requerix que la flora fòssil estiga segregada en morfotipos (és dir, espècies), pero no requerix la seua identificació. L'equació de regressió LMA original es va derivar per als boscs de l'est d'Àsia i és:Plantilla:NumBlkL'error d'estimació de LMA s'expressa com a error de mostreig binomial: Plantilla:NumBlka on c és la pendent de l'equació de regressió LMA, P_margin com s'usa en (), i r és el número d'espècies calificades per al tipo de marge foliar per a la flora foliar fòssil individual. S'han obtingut calibraciones LMA per a les principals regions del món, incloses Amèrica del Nort, Europa, Amèrica del Sur, i Austràlia. Els ambients ribereños i de chapulls tenen una equació de regressió llaugerament diferent, perque tenen proporcionalment menys plantes de màrgens suaus. L'equació és:Plantilla:NumBlk

CLAMP (Programa multivariado d'anàlisis foliar climàtic)

CLAMP és un enfocament multivariado basat en gran mida en un conjunt de senyes de vegetació principalment de l'hemisferi occidental, posteriorment agregat en conjunts de senyes de vegetació regional mundial adicional. S'utilisa l'anàlisis de correlació canònica combinant 31 caràcters dels fulls, pero el tipo de marge del full representa un component important de la relació entre els estats fisonómicos i la temperatura. Utilisant CLAMP, el MAT s'estima en menuts errors estàndar (per eixemple, CCA ± 0,7–1,0 °C). Es poden estimar paràmetros de temperatura adicionals utilisant CLAMP, com la temperatura mija del més més fret (CMMT) i la temperatura mija del més més càlit (WMMT), que proporcionen estimacions de les condicions miges d'hivern i estiu, respectivament.

Analogia relativa vixca més propenca / anàlisis de coexistència

Certes plantes preferixen determinades temperatures; si es troba el seu polen, es pot calcular la temperatura aproximada.

Enllaços ¹³C-¹⁸O en carbonat

Existix una llaugera tendència termodinàmica entre els isòtops pesats, en a on estos formen enllaços entre sí, que és superior a lo que s'esperaria d'una distribució estocàstica o aleatòria de la mateixa concentració d'isòtops. L'excés és major a baixes temperatures (vore equació de Van't Hoff), i la distribució isotòpica es torna més aleatòria temperatures més altes. Junt en el fenomen estretament relacionat del fraccionament d'isòtops en equilibri, este efecte sorgix de les diferències en l'energia del punt zero entre els isotopólogos. Els minerals carbonatados com la calcita contenen grups CO₃²⁻ que poden convertir-se en gas CO₂ per mig de reacció en àcit fosfórico concentrat. El gas CO₂ s'analisa en un espectrómetro de masses per a determinar l'abundància de isotopólogos. El paràmetro Δ₄₇ és la diferència medida en la concentració entre isotopólogos en una massa de 47 o (en comparació a 44) en una mostra i una mostra hipotètica en la mateixa composició isotòpica en massa, pero una distribució estocàstica d'isòtops pesats. Els experiments de laboratori, els càlculs de mecànica quàntica i les mostres naturals (en temperatures de cristalisació conegudes) indiquen que Δ ₄₇ està correlacionado en el quadrat invers de la temperatura. Per tant, les medicions de Δ₄₇ proporcionen una estimació de la temperatura a la que es va formar un carbonat. La paleotermometría ¹³C-¹⁸O no requerix coneiximent previ de la concentració de ¹⁸O en l'aigua (lo que sí requerix el método δ¹⁸O). Açò permet aplicar el paleotermómetro ¹³C-¹⁸O a algunes mostres, inclosos carbonat d'aigua dolça i roques molt antigues, en menys ambigüitat que atres métodos basats en isòtops. Actualment, el método està llimitat per la molt baixa concentració de isotopólogos de massa 47 o superior en el CO₂ produït a partir de carbonat naturals, i per l'escassea d'instruments en conjunts de detectors i sensibilitats adequats. L'estudi d'estos tipos de reaccions d'ordenament isotòpic en la naturalea a sovint es denomina geoquímica de "isòtops agrupats" .