Paleotermómetro

Los científicos utilizan la relación isotópica de ^18O a ^16O en el hielo, el tejido de los árboles, los esqueletos de coral, los espeleotemas y los sedimentos para calcular la temperatura pasada y/o estimar los volúmenes de las capas de hielo. ^{[ 1 ] [ 2 ] [ 3 ]}

^El agua del océano es principalmente _H₂¹⁶O , con pequeñas cantidades de HD¹⁶O ^y H₂¹⁸O _. [ ^{3 ] El fraccionamiento} ocurre durante los cambios entre las fases condensada y de vapor. ^{[ 3 ]} La presión de vapor de los isótopos más pesados ​​es menor, por lo que el vapor tendrá una menor proporción de isótopos pesados ​​(es más isotópicamente negativo) que el agua de la que se evaporó. ^{[ 3 ]} Por el contrario, cuando el vapor se condensa, la precipitación tendrá una mayor proporción de isótopos pesados ​​que el vapor del que precipitó. A medida que una masa de aire se mueve hacia el interior o desde el ecuador hacia los polos, el agua isotópicamente "pesada" cae en forma de lluvia, y la fracción residual es más ligera (isotópicamente negativa). ^{[ 2 ]}

Los valores de isótopos de oxígeno a menudo se informan en términos de agua oceánica media estándar, o SMOW. ^{[ 2 ]} La diferencia con respecto a SMOW se expresa como

${\displaystyle \delta {\ce {^{18}O}}=1000\times \left[{\ce {{\frac {^{18}O}{^{16}O}}}}{\Bigg /}\left({\ce {{\frac {^{18}O}{^{16}O}}}}\right)_{{\ce {SMOW}}}-1\right]}$;

y una fórmula similar para δD . ^{[ 2 ]}

El magnesio (Mg) se incorpora a las conchas de calcita (testículos) de los foraminíferos planctónicos y bentónicos como oligoelemento. ^{[ 4 ]} Debido a que la incorporación de Mg como impureza en la calcita es endotérmica, se incorpora más Mg al cristal en crecimiento a temperaturas más altas. ^{[ 5 ]} Por lo tanto, una alta relación Mg/Ca implica una temperatura alta, 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 la relación Mg/Ca del agua de mar sobre la señal. ^{[ 6 ]} Las relaciones Mg/Ca a veces pueden subestimar las temperaturas del agua de mar debido a la disolución de las conchas de los foraminíferos, lo que reduce los valores de Mg/Ca. ^{[ 7 ]}

La química de los carbonatos (que depende del pH) también puede afectar la incorporación de Mg al carbonato de calcio . Por esta razón, los investigadores utilizan isótopos de boro (un indicador del pH oceánico) o valores de CO₂ atmosférico ₍ que pueden usarse para estimar el pH oceánico) del período de interés para aplicar una corrección al registro de Mg/Ca. Esta corrección aísla los cambios en Mg/Ca debidos únicamente a la variabilidad de la temperatura, ^{[ 8 ]} lo que permite una reconstrucción de temperatura más robusta.

El estroncio (Sr) se incorpora en la aragonita de coral, el mineral que los corales precipitan para sus esqueletos. ^{[ 9 ] [ 10 ]} A temperaturas más altas, la incorporación de impurezas de Sr en la aragonita disminuye, y la relación Sr/Ca en los esqueletos de coral será menor. ^{[ 11 ]} Los corales pueden proporcionar registros de temperatura de resolución excepcionalmente alta (submensual), particularmente en taxones con una tasa de crecimiento más alta. ^{[ 11 ]} Los registros de alta resolución son necesarios para reconstruir la variación estacional de la temperatura, que actualmente es una fuente de incertidumbre en los modelos climáticos. ^{[ 1 ]} La variabilidad en la relación Sr/Ca del agua de mar, particularmente en áreas cercanas a la costa con alta escorrentía fluvial, puede introducir errores en las interpretaciones de la temperatura Sr/Ca. ^{[ 12 ]} Otra fuente de error puede provenir de los " efectos vitales ", o variaciones en la geoquímica que provienen de la fisiología del coral en lugar de la variación en la temperatura. Por ejemplo, la variabilidad estacional en la tasa de crecimiento del coral puede cambiar la incorporación de Sr/Ca, agregando ruido al registro geoquímico. ^{[ 13 ]} Otra fuente potencial de error en las calibraciones de Sr/Ca proviene de la diagénesis , en la cual parte del mineral de aragonita original se disuelve y un nuevo mineral se recristaliza en su lugar. Debido a que estos nuevos minerales no se forman bajo las mismas condiciones que el mineral esquelético original, pueden introducir falsas anomalías de temperatura en la serie temporal . ^{[ 14 ]}

Las reconstrucciones de temperatura Sr/Ca requieren calibración basada en un miembro moderno del mismo taxón muestreado en la misma ubicación. ^{[ 15 ]} Este requisito puede ser limitante cuando no se dispone de análogos modernos. Sin embargo, algunos investigadores están explorando el potencial de desarrollar paleotermómetros de coral "universales" utilizando múltiples relaciones de elementos traza influenciadas por la temperatura en tándem. ^{[ 16 ] [ 17 ]} Estos elementos incluyen estroncio, magnesio, boro (B), uranio (U) y litio (Li). ^{[ 16 ]} Se ha encontrado que B/Ca y U/Ca varían con la temperatura, pero también están fuertemente influenciados por el pH y la concentración de carbonato en el depósito interno de fluido calcificante del coral. ^{[ 17 ]}

Algunos organismos marinos alteran la composición de sus membranas celulares en respuesta a la temperatura, lo que permite que las variaciones en estas composiciones sirvan como indicadores de la temperatura de la superficie del mar . ^{[ 18 ]} Existe una correlación positiva entre la temperatura y el número de anillos de ciclopentano que se encuentran en las membranas de las arqueas oceánicas. ^{[ 1 ]} Por lo tanto, los cambios en la composición de las acumulaciones de arqueas en los núcleos de sedimentos marinos se utilizan para reconstruir la paleotemperatura. Esta relación se conoce como el indicador de temperatura TEX ₈₆ , ^{[ 1 ]} llamado así por los 86 átomos de carbono en las moléculas lipídicas. ^{[ 18 ]} Un indicador similar utiliza variaciones en la saturación de alquenonas en las membranas del fitoplancton. ^{[ 18 ]} A diferencia de los paleotermómetros de carbonato, la termometría de alquenonas y el TEX ₈₆ siguen siendo robustos para una matriz alterada por la diagénesis. ^{[ 1 ]}

El tamaño, la forma y la prevalencia de características como las puntas de goteo ("fisionomía foliar") difieren entre las selvas tropicales (muchas especies con hojas grandes de bordes lisos y puntas de goteo) y los bosques caducifolios templados (clases de tamaño de hoja más pequeñas comunes, bordes dentados comunes), y a menudo son continuamente variables entre sitios a lo largo de gradientes climáticos, como de climas cálidos a fríos, o de alta a baja precipitación. ^{[ 19 ]} 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, mientras maximizan la eficiencia del intercambio de gases, la transpiración y la fotosíntesis . Los análisis cuantitativos de la fisionomía foliar de la vegetación moderna y las respuestas climáticas a lo largo de gradientes ambientales han sido en gran medida univariados , pero los enfoques multivariados integran múltiples caracteres foliares y parámetros climáticos. La temperatura se ha estimado (con distintos grados de fidelidad) utilizando la fisonomía de las hojas para las floras foliares del Cretácico Superior y el Cenozoico , principalmente utilizando dos enfoques principales: ^{[ 20 ]}

Debido a que las especies tienen diferentes tolerancias a la temperatura, las variaciones en la composición de especies en los núcleos de sedimentos pueden representar cambios de temperatura. ^{[ 33 ]} Las composiciones de la superficie del núcleo se utilizan para establecer una relación entre la prevalencia de especies y la temperatura para taxones sensibles a la temperatura. Estas relaciones se utilizan luego para inferir la temperatura a partir de los datos del núcleo. Las fuentes de error incluyen la tasa de mezcla ( bioturbación ) en los sedimentos, que puede mezclar composiciones depositadas en diferentes momentos. ^{[ 33 ]}

Hay una ligera tendencia termodinámica para que los isótopos pesados ​​formen enlaces entre sí, en exceso de lo que se esperaría de una distribución estocástica o aleatoria de la misma concentración de isótopos. ^{[ 34 ]} El exceso es mayor a baja temperatura (ver ecuación de Van 't Hoff ), y la distribución isotópica se vuelve más aleatoria a temperaturas más altas. ^{[ 34 ]} Junto con el fenómeno estrechamente relacionado de fraccionamiento isotópico de equilibrio , este efecto surge de las diferencias en la energía del punto cero entre los isotopólogos . ^{[ 34 ]} Los minerales carbonatados 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 las abundancias de los isotopólogos. ^{[ 35 ]} 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 global, pero una distribución estocástica de isótopos pesados. ^{[ 35 ]} Δ ₄₇ está correlacionado con el inverso del cuadrado de la temperatura . ^{[ 35 ]} Por lo tanto, las mediciones de Δ ₄₇ proporcionan una estimación de la temperatura a la que se formó un carbonato. La paleotermometría ¹³ C- ¹⁸ O no requiere conocimiento previo de la concentración de ¹⁸ O en el agua (que el método δ ^{18 O sí [ 35 ]} ). Esto permite que el paleotermómetro 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. Actualmente, el método está limitado por la muy baja concentración de isotopólogos de masa 47 o superior en el CO₂ _producido a partir de carbonatos naturales, y por la escasez de instrumentos con matrices de detectores y sensibilidades adecuadas. ^{[ 36 ]} El estudio de este tipo de reacciones de ordenamiento isotópico en la naturaleza se denomina a menudo geoquímica de "isótopos agrupados" . ^{[ 34 ] [ 36 ]}