Proxy (clima)

La dendroclimatología es la ciencia que determina los climas pasados ​​a partir de los árboles, principalmente a partir de las propiedades de los anillos anuales . Los anillos son más anchos cuando las condiciones favorecen el crecimiento y más estrechos cuando los tiempos son difíciles. Dos factores principales son la temperatura y la humedad/disponibilidad de agua. Se ha demostrado que otras propiedades de los anillos anuales, como la densidad máxima de la madera tardía (MXD), son mejores indicadores que el simple ancho del anillo. Utilizando los anillos de los árboles, los científicos han estimado muchos climas locales de cientos a miles de años anteriores. Al combinar múltiples estudios de anillos de árboles (a veces con otros registros de indicadores climáticos), los científicos han estimado climas regionales y globales pasados ​​(véase Registro de temperatura de los últimos 1000 años ).

Los paleoclimatólogos suelen utilizar los dientes de las hojas para reconstruir la temperatura media anual en climas pasados, y el tamaño de las hojas como indicador de la precipitación media anual. ^{[ 9 ]} En el caso de las reconstrucciones de la precipitación media anual, algunos investigadores creen que los procesos tafonómicos provocan que las hojas más pequeñas estén sobrerrepresentadas en el registro fósil, lo que puede sesgar las reconstrucciones. ^{[ 10 ]} Sin embargo, investigaciones recientes sugieren que el registro fósil de hojas puede no estar significativamente sesgado hacia las hojas pequeñas. ^{[ 11 ]} Nuevos enfoques recuperan datos como el contenido de CO ₂ de atmósferas pasadas a partir de estomas de hojas fósiles y la composición isotópica, midiendo las concentraciones celulares de CO _2. Un estudio de 2014 pudo utilizar las proporciones de isótopos de carbono-13 para estimar las cantidades de CO ₂ de los últimos 400 millones de años; los hallazgos sugieren una mayor sensibilidad climática a las concentraciones de CO _2. ^{[ 12 ]}

Las temperaturas de los pozos se utilizan como indicadores de temperatura. Dado que la transferencia de calor a través del suelo es lenta, las mediciones de temperatura a diferentes profundidades en el pozo, ajustadas por el efecto del calor ascendente del interior de la Tierra, pueden " invertirse " (una fórmula matemática para resolver ecuaciones matriciales) para producir una serie no única de valores de temperatura superficial. La solución es "no única" porque existen múltiples reconstrucciones posibles de la temperatura superficial que pueden producir el mismo perfil de temperatura del pozo. Además, debido a limitaciones físicas, las reconstrucciones están inevitablemente "difuminadas" y se difuminan aún más a medida que retrocedemos en el tiempo. Al reconstruir temperaturas alrededor del año 1500 d. C., los pozos tienen una resolución temporal de unos pocos siglos. A principios del siglo XX, su resolución es de unas pocas décadas; por lo tanto, no proporcionan una verificación útil del registro de temperatura instrumental . ^{[ 13 ] [ 14 ]} Sin embargo, son ampliamente comparables. ^{[ 3 ]} Estas confirmaciones han dado a los paleoclimatólogos la confianza de que pueden medir la temperatura de hace 500 años. Esto se concluye con una escala de profundidad de aproximadamente 492 pies (150 metros) para medir las temperaturas de hace 100 años y 1640 pies (500 metros) para medir las temperaturas de hace 1000 años. ^{[ 15 ]}

Los sondeos tienen una gran ventaja sobre muchos otros indicadores indirectos, ya que no requieren calibración: son temperaturas reales. Sin embargo, registran la temperatura superficial, no la cercana a la superficie (1,5 metros) que se utiliza para la mayoría de las observaciones meteorológicas superficiales. Estas pueden diferir sustancialmente en condiciones extremas o cuando hay nieve en la superficie. En la práctica, se cree que el efecto sobre la temperatura del sondeo es generalmente pequeño. Una segunda fuente de error es la contaminación del pozo por agua subterránea, que puede afectar las temperaturas, ya que el agua transporta temperaturas más recientes. Se cree que este efecto es generalmente pequeño y más aplicable en sitios muy húmedos. ^{[ 13 ]} No se aplica en los núcleos de hielo, donde el sitio permanece congelado todo el año.

Se han utilizado más de 600 pozos, en todos los continentes, como indicadores para reconstruir las temperaturas superficiales. ^{[ 14 ]} La mayor concentración de pozos se encuentra en América del Norte y Europa . Sus profundidades de perforación suelen oscilar entre 200 y más de 1000 metros en la corteza terrestre o en la capa de hielo. ^{[ 15 ]}

Se han perforado algunos pozos en las capas de hielo; la pureza del hielo en esa zona permite reconstrucciones más extensas. Las temperaturas de los pozos en el centro de Groenlandia muestran un calentamiento de aproximadamente 1 °C ± 0,2 °C durante los últimos 150 años, precedido por algunos siglos de condiciones frías. Previamente, hubo un período cálido centrado alrededor del año 1000 d. C., que fue aproximadamente 1 °C más cálido que a finales del siglo XX. Un pozo en el casquete polar antártico muestra que la temperatura en el año 1 d. C. fue aproximadamente 1 °C más cálida que a finales del siglo XX. ^{[ 16 ]}

Las temperaturas registradas en los pozos de Groenlandia propiciaron una importante revisión de la reconstrucción de la temperatura isotópica, revelando que la suposición anterior de que "la pendiente espacial es igual a la pendiente temporal" era incorrecta.

Los anillos o bandas esqueléticas de los corales oceánicos también comparten información paleoclimatológica, al igual que los anillos de los árboles. En 2002, se publicó un informe sobre los hallazgos de los doctores Lisa Greer y Peter Swart, entonces asociados de la Universidad de Miami , con respecto a los isótopos estables de oxígeno en el carbonato de calcio del coral. Las temperaturas más frías tienden a hacer que el coral utilice isótopos más pesados ​​en su estructura, mientras que las temperaturas más cálidas dan como resultado que se incorporen isótopos de oxígeno más normales a la estructura del coral. Una mayor salinidad del agua también tiende a contener el isótopo más pesado. La muestra de coral de Greer del Océano Atlántico se tomó en 1994 y databa de 1935. Greer recuerda sus conclusiones: "Cuando observamos los datos anuales promedio desde 1935 hasta aproximadamente 1994, vemos que tienen la forma de una onda sinusoidal . Es periódica y tiene un patrón significativo de composición de isótopos de oxígeno que alcanza su punto máximo aproximadamente cada doce o quince años". Las temperaturas del agua superficial también han coincidido alcanzando su punto máximo cada doce años y medio. Sin embargo, dado que el registro de esta temperatura solo se practica desde hace cincuenta años, la correlación entre la temperatura del agua registrada y la estructura del coral solo puede establecerse hasta cierto punto. ^{[ 17 ]}

El polen se puede encontrar en los sedimentos. Las plantas producen polen en grandes cantidades y este es extremadamente resistente a la descomposición. Es posible identificar una especie vegetal a partir de su grano de polen. La comunidad vegetal identificada del área en el tiempo relativo a partir de esa capa de sedimento, proporcionará información sobre las condiciones climáticas. La abundancia de polen de un período de vegetación o año determinado depende en parte de las condiciones climáticas de los meses anteriores, por lo que la densidad de polen proporciona información sobre las condiciones climáticas a corto plazo. ^{[ 18 ]} El estudio del polen prehistórico es la palinología .

Las asociaciones de roedores se reconocen como un indicador biológico comúnmente útil para inferir las condiciones climáticas y ambientales locales pasadas, ofreciendo una alta resolución espaciotemporal en grandes escalas geográficas debido a su distribución frecuente y generalizada en sitios arqueológicos y paleontológicos, rangos de hogar pequeños, especificidad de hábitat, altas tasas reproductivas y rápidas tasas evolutivas ^{[ 19 ] [ 20 ] [ 21 ]} . Se han utilizado metodologías avanzadas, como la combinación del enfoque de análisis bioclimático con un modelo mixto lineal generalizado espacial, para reconstruir las temperaturas superficiales a escala continental, incluyendo la temperatura media anual (MAT), la temperatura media del mes más cálido (MTWA) y la temperatura media del mes más frío (MTCO), en regiones como el Paleártico occidental para varios períodos pasados ^{​​[ 22 ]} .

Los dinoflagelados se encuentran en la mayoría de los ambientes acuáticos y, durante su ciclo de vida, algunas especies producen quistes de paredes orgánicas altamente resistentes para un período de latencia cuando las condiciones ambientales no son apropiadas para el crecimiento. Su profundidad de vida es relativamente baja (dependiendo de la penetración de la luz) y está estrechamente ligada a las diatomeas de las que se alimentan. Sus patrones de distribución en aguas superficiales están estrechamente relacionados con las características físicas de los cuerpos de agua, y las asociaciones cercanas a la costa también se pueden distinguir de las asociaciones oceánicas. La distribución de dinocistos en sedimentos ha sido relativamente bien documentada y ha contribuido a la comprensión de las condiciones promedio de la superficie del mar que determinan el patrón de distribución y abundancias de los taxones ( ^{[ 23 ]} ). Varios estudios, incluidos ^{[ 24 ]} y ^{[ 25 ],} han recopilado núcleos de caja y de gravedad en el Pacífico Norte analizándolos para determinar el contenido palinológico para determinar la distribución de dinocistos y sus relaciones con la temperatura superficial del mar, la salinidad, la productividad y el afloramiento. De manera similar, ^{[ 26 ]} y ^{[ 27 ]} utilizan un núcleo de caja a 576,5 m de profundidad de agua de 1992 en la cuenca central de Santa Bárbara para determinar los cambios oceanográficos y climáticos durante los últimos 40 000 años en el área.

De forma similar a su estudio sobre otros indicadores, los paleoclimatólogos examinan los isótopos de oxígeno en el contenido de los sedimentos oceánicos . Asimismo, miden las capas de varva (limo o arcilla fina y gruesa depositada) ^{[ 28 ]} que laminan los sedimentos lacustres. Las varvas lacustres están influenciadas principalmente por:

• Temperatura estival, que muestra la energía disponible para derretir la nieve y el hielo estacionales.
• Las nevadas invernales determinan el nivel de alteración de los sedimentos cuando se produce el deshielo.
• Precipitaciones ^{[ 29 ]}

Las diatomeas , los foraminíferos , los radiolarios , los ostrácodos y los cocolitóforos son ejemplos de indicadores bióticos de las condiciones de lagos y océanos que se utilizan comúnmente para reconstruir climas pasados. La distribución de las especies de estas y otras criaturas acuáticas conservadas en los sedimentos son indicadores útiles. Las condiciones óptimas para las especies conservadas en el sedimento actúan como pistas. Los investigadores utilizan estas pistas para revelar cómo era el clima y el ambiente cuando murieron las criaturas. ^{[ 30 ]} Las proporciones de isótopos de oxígeno en sus conchas también pueden utilizarse como indicadores de temperatura. ^{[ 31 ]}

^El agua del océano es principalmente H₂¹⁶O _, con pequeñas cantidades de HD¹⁶O ^y H₂¹⁸O _, donde D denota deuterio , es decir ^, hidrógeno con un neutrón adicional. En el agua oceánica media estándar de Viena (VSMOW), la relación de D a H es 155,76 × 10⁻⁶ y ^la de O₁₈ a O₁₆ es 2005,2 × 10⁻⁶ . El fraccionamiento isotópico ocurre durante los cambios entre las fases condensada y gaseosa: la presión de vapor de ^los isótopos más pesados ​​es menor, por lo que el vapor contiene relativamente más isótopos ligeros y cuando el vapor se condensa, la precipitación contiene preferentemente isótopos más pesados. La diferencia con respecto al VSMOW se expresa como δ¹⁸O ⁼ 1000‰.${\textstyle \times \left({\frac {([{}^{18}O]/[{}^{16}O])}{([{}^{18}O]/[{}^{16}O])_{\mathrm {VSMOW} }}}-1\right)}$y una fórmula similar para δD. Los valores de δ para la precipitación siempre son negativos. ^{[ 32 ]} La principal influencia en δ es 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 valor de δ 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:

δ ¹⁸ O = aT + b

Esto se calibra empíricamente a partir de mediciones de temperatura y δ como a = 0,67 ‰ /°C para Groenlandia y 0,76 ‰/°C para la Antártida Oriental . La calibración se realizó inicialmente sobre la base de variaciones espaciales en la temperatura y se asumió que esto correspondía a variaciones temporales . ^{[ 33 ]} Más recientemente, la termometría de pozos ha demostrado que para variaciones glaciales-interglaciales, a = 0,33 ‰/°C, ^{[ 34 ]} lo que implica que los cambios de temperatura glaciales-interglaciales fueron el doble de grandes de lo que se creía anteriormente.

Un estudio publicado en 2017 puso en tela de juicio la metodología anterior para reconstruir las temperaturas paleoocéanas de hace 100 millones de años, sugiriendo que durante ese tiempo se mantuvieron relativamente estables, mucho más frías. ^{[ 35 ]}

Un nuevo indicador climático obtenido de turba ( lignitos , turba antigua) y suelos, los lípidos de membrana conocidos como glicerol dialquil glicerol tetraéter (GDGT), está ayudando a estudiar los factores paleoambientales que controlan la distribución relativa de los isómeros de GDGT ramificados de forma diferente . Los autores del estudio señalan: "Estos lípidos de membrana ramificados son producidos por un grupo aún desconocido de bacterias anaeróbicas del suelo". ^{[ 36 ]} A partir de 2018Existe una década de investigación que demuestra que en suelos minerales el grado de metilación de las bacterias (brGDGT) ayuda a calcular las temperaturas medias anuales del aire. Este método indirecto se utilizó para estudiar el clima del Paleógeno temprano , en el límite Cretácico-Paleógeno, y los investigadores encontraron que las temperaturas anuales del aire, sobre tierra y en latitudes medias, promediaron alrededor de 23–29 °C (± 4,7 °C), lo que es 5–10 °C más alto que la mayoría de los hallazgos anteriores. ^{[ 37 ] [ 38 ]}

La eficacia de los algoritmos utilizados para combinar registros indirectos en una reconstrucción global de la temperatura hemisférica puede evaluarse mediante una técnica conocida como " pseudoproxies ". En este método, se toman muestras de la salida de un modelo climático en ubicaciones que corresponden a la red de proxies conocida, y el registro de temperatura resultante se compara con la temperatura global (conocida) del modelo. ^{[ 39 ]}