Indicador paleoclimático

En paleoclimatología, un indicador paleoclimático​ o proxy climático es un registro natural que conserva características físicas o biofísicas del pasado que permiten medir condiciones meteorológicas para reconstruir las condiciones climáticas de otros momentos de la historia de la Tierra. Los registros globales fiables del clima sólo se iniciaron en la década de 1880, y estos paleoindicadores proporcionan el único medio científico para determinar los patrones climáticos antes de que comenzara el mantenimiento de registros directos por el ser humano.

Así, las variaciones de temperatura inferidas a partir de la anchura de los anillos de árboles y de las intercapas de muestras de hielo se usan en climatología para recrear registros de paleotemperaturas.

Ejemplos:

• Variaciones isotópicas en muestras de hielo y de volúmenes de capas de hielo pueden usarse para inferir cambios de temperaturas
• Las variaciones en el isótopo "Be 10" (berilio 10) pueden ser usadas par inferir pasadas irradiaciones solares
• Los anchos de los anillos de árboles pueden usarse para inferir cambios en precipitaciones y temperaturas

En todos los casos es necesario calibrar cuidadosamente el proxy y confrontarlo con la variable de interés. Por ejemplo, el crecimiento arbóreo, es sensible a precipitaciones y a temperaturas tanto como a otros factores, y a veces es más sensible durante ciertas estaciones del año. Los proxies de muestras de hielo se usan habitualmente de manera directa.

Isótopos del agua y reconstrucciones de la temperatura mediante paleoindicadores

El agua marina es mayormente ${H_{2}}^{16}O$, con pequeñas cantidades de $HD^{16}O$ y de ${H_{2}}^{18}O$. El "estándar medio de agua oceánica de Viena" (estándar medio de agua oceánica de Viena, acrónimo en inglés: VSMOW) es la relación de D a H siendo de $155,76*10^{-6}$ y de O-18 a O-16 es $2005,2*10^{-6}$. 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 tanto el vapor contiene relativamente más de los isótopos más ligeros y cuando condensa el vapor, en la precipitación se encontrarán preferencialmente isótopos más pesados. Las diferencias de VSMOW se expresan como δ¹⁸$O=1000*((^{18}O/^{16}O)/(^{18}O/^{16}O)_{VSMOW}-1)$; y una similar fórmula para δD (deuterio). Los valores δ para la precipitación siempre son negativos. La mayor influencia sobre δ es la diferencia entre las Tº oceánicas desde la humedad evaporada y el lugar donde finalmente precipita; como las Tº oceánicas son relativamente estables, el valor δ mayormente refleja la temperatura donde la precipitación ocurre. Teniendo en cuenta que la precipitación se forma encima de la capa de inversión, aparece la siguiente relación lineal:

δ ¹⁸O = aT + b

que se calibra empíricamente de mediciones de temperatura y de δ, así es = 0,67 ‰/^oC en Groenlandia y de 0,76 ‰/^oC en el este de Antártida. La calibración se hace inicialmente sobre la base de las variaciones espaciales en temperatura y se asume que esta corresponde a las variaciones temporales (Jouzel & Merlivat, 1984). Más recientemente, la termometría ha mostrado que para las variaciones glacial-interglacial, hay = 0,33 ‰/^oC (Cuffey et al., 1995), implicando que los cambios de temperatura glacial-interglacial eran el doble de grande de lo que previamente se creía.

Véase también

• Paleotermómetro
• Variable proxy

Referencias

• E. W. Wolff. 2000. Historia de la atmósfera, con muestras de hielo. ERCA vol 4 pp. 147-177

• Datos: Q2000285
• Multimedia: Proxy (climate) / Q2000285