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 del anillo de árbol o TEX 86 . Los métodos de isótopos, como el método de δ 18 O o el método de isótopos agrupados , pueden proporcionar, al menos en teoría, mediciones directas de la temperatura.
Paleotermómetros comunes
δ 18 O
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 más 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 el agua oceánica media estándar (SMOW), la relación 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 menor, por lo que el vapor contiene relativamente más de los isótopos más ligeros y cuando el vapor se condensa, la precipitación contiene preferentemente isótopos más pesados. La diferencia de 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 la temperatura 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 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 O como a = 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 variaciones glaciales-interglaciares, a =0,33 ‰ / ° C (Cuffey et al., 1995), lo que implica que los cambios de temperatura glacial-interglacial fueron dos veces más grandes de lo que se creía anteriormente.
Mg / Ca y Sr / Ca
El magnesio (Mg) se incorpora a las conchas de calcita (pruebas) de los foraminíferos plancticos y bentónicos como oligoelemento. [1] Debido a que la incorporación de Mg como impureza en la calcita es endotérmica, [2] se incorpora más en el 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]
El estroncio (Sr) se incorpora en el coral aragonito, [4] [5] y está bien establecido que la proporción precisa de Sr / Ca en el esqueleto de coral muestra una correlación inversa con la temperatura del agua de mar durante su biomineralización. [6] [7]
Alkenones
Las distribuciones de moléculas orgánicas en los sedimentos marinos reflejan la temperatura.
Fisonomía de la hoja
Los tamaños característicos de las hojas, las formas y la prevalencia de características como las puntas de goteo ('fisonomía foliar 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 hojas más pequeñas son comunes, bordes dentados comunes), y a menudo varía continuamente entre sitios a lo largo de gradientes climáticos, como de climas cálidos a fríos, o de precipitaciones altas a bajas. [8] Esta variación entre sitios a lo largo de gradientes ambientales refleja compromisos adaptativos de las especies presentes para equilibrar la necesidad de capturar energía lumínica, 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 los gradientes ambientales han sido en gran parte univariados , pero los enfoques multivariados integran múltiples caracteres foliares y parámetros climáticos. La temperatura se ha estimado (con diversos grados de fidelidad) utilizando la fisonomía de las hojas para las flores de las hojas del Cretácico Superior y Cenozoico , principalmente utilizando dos enfoques principales: [9]
Análisis del margen de la hoja
Un enfoque univariado que se basa en la observación de que la proporción de especies de dicotiledóneas leñosas con márgenes foliares lisos (es decir, sin dientes) (0 ≤ margen P ≤ 1) en la vegetación varía proporcionalmente con la temperatura media anual (MAT [10] ). [11] Requiere que la flora fósil se segregue en morfotipos (es decir, 'especies'), pero no requiere su identificación. La ecuación de regresión de LMA original se obtuvo para los bosques de Asia oriental, [12] y es:
- MAT = 1,141 + (0,306 × margen P ), error estándar ± 2,0 ° C
( 1 )
El error de la estimación de LMA se expresa como el error de muestreo binomial: [13]
( 2 )
donde c es la pendiente de la ecuación de regresión LMA, el margen P como se usa en ( 1 ), y r es el número de especies puntuadas para el tipo de margen foliar para la flora foliar fósil individual. Se han obtenido calibraciones de LMA para las principales regiones del mundo, incluidas América del Norte, [14] Europa, [15] América del Sur, [16] y Australia. [17] Los ambientes ribereños y de humedales tienen una ecuación de regresión ligeramente diferente, porque tienen proporcionalmente menos plantas de márgenes suaves. Es [18]
- MAT = 2.223 + (0.363 × margen P ), error estándar ± 2.0 ° C
( 1 ′ )
CLAMP (programa multivariado de análisis de hojas climáticas)
CLAMP es un enfoque multivariante basado en gran medida en un conjunto de datos de vegetación principalmente del hemisferio occidental, [19] posteriormente agregado con conjuntos de datos de vegetación regional mundial adicional. [20] [21] El análisis de correlación canónica se utiliza combinando 31 caracteres de la hoja, pero el tipo de margen de la hoja representa un componente significativo de la relación entre los estados fisionómicos y la temperatura. Utilizando CLAMP, MAT se estima con pequeños errores estándar (por ejemplo, CCA ± 0,7–1,0 ° C). Se pueden estimar parámetros de temperatura adicionales utilizando CLAMP, como la temperatura media del mes más frío (CMMT) y la temperatura media del mes más cálido (WMMT), que proporcionan estimaciones para las condiciones medias de invierno y verano, respectivamente.
Análisis de analogía / coexistencia del pariente vivo más cercano
Algunas plantas prefieren ciertas temperaturas; si se encuentra su polen, se puede calcular la temperatura aproximada.
13 enlaces C- 18 O en carbonatos
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 (véase la 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 isotopólogos . Los minerales de carbonato como la calcita contienen grupos CO 3 2− que pueden convertirse en gas CO 2 por reacción con ácido fosfórico concentrado. El gas CO 2 se analiza con un espectrómetro de masas, para determinar la abundancia de isotopólogos. El parámetro Δ 47 es la diferencia medida en la concentración entre isotopólogos con una masa de 47 u (en comparación con 44) en una muestra y una muestra hipotética con la misma composición isotópica a granel, pero una distribución estocástica de isótopos pesados. Los experimentos de laboratorio, los cálculos de mecánica cuántica y las muestras naturales (con temperaturas de cristalización conocidas) indican que Δ 47 está correlacionado con el cuadrado inverso de la temperatura . Así Δ 47 mediciones 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 (lo que hace el método de δ 18 O). Esto permite aplicar el paleotermómetro 13 C- 18 O a algunas muestras, incluidos carbonatos de agua dulce y rocas muy antiguas, con menos ambigüedad que otros métodos basados en isótopos. El método está actualmente limitado por la concentración muy baja de isotopólogos de masa 47 o superior en CO 2 producido a partir de carbonatos naturales, y por la escasez de instrumentos con las sensibilidades y las matrices de detectores adecuadas. El estudio de estos tipos de reacciones de ordenamiento isotópico en la naturaleza a menudo se denomina geoquímica de "isótopos agrupados" . [22] [23]
Ver también
- Registro de temperatura geológica
- Paleoclimatología
- Cronología de la glaciación
Referencias
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