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 proxy calibradas empíricamente, como los métodos de anillos de árboles o TEX 86 . Los métodos isotópicos, como el método δ 18 O o el método de isótopos agrupados , pueden proporcionar, al menos en teoría, mediciones directas de temperatura.
La relación isotópica de 18 O a 16 O, generalmente en pruebas de foraminíferos o núcleos de hielo. Los valores altos significan temperaturas bajas. Confundido por el volumen de hielo - más hielo significa mayor δ 18 O valores.
El agua del océano es principalmente H 2 16 O, con pequeñas cantidades de HD 16 O y H 2 18 O. En la media estándar del agua del océano (SMOW, por sus siglas en inglés), la proporción de D a H es155,8 × 10 −6 y 18 O/ 16 O es2005 × 10 −6 . El fraccionamiento ocurre durante los cambios entre las fases condensada y de vapor: la presión de vapor de los isótopos más pesados es más baja, por lo que el vapor contiene relativamente más isótopos más livianos 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 mayor 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 donde ocurre 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 O como un = 0,67‰/°C para Groenlandia y0,76‰/°C para la Antártida Oriental . La calibración se hizo 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 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 lo que se creía anteriormente.
El magnesio (Mg) se incorpora a las capas de calcita (pruebas) de los foraminíferos planctónicos y bénticos como elemento traza. [1] Debido a que la incorporación de Mg como impureza en la calcita es endotérmica, [2] se incorpora más al cristal en crecimiento a temperaturas más altas. Por lo tanto, una relación Mg/Ca alta implica una temperatura alta, aunque los factores ecológicos pueden confundir la señal. El Mg tiene un tiempo de residencia prolongado 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]