Палеотермометр — это методология , позволяющая оценить температуру окружающей среды во время образования природного материала. Большинство палеотермометров основаны на эмпирически калиброванных косвенных соотношениях, таких как методы годичных колец или методы TEX 86 . Изотопные методы, такие как метод δ 18 O или метод слипшихся изотопов , способны обеспечить, по крайней мере теоретически, прямые измерения температуры.
Изотопное соотношение 18 O к 16 O, обычно в пробах или ледяных кернах. Высокие значения означают низкие температуры. Смущает объем льда: чем больше льда, тем выше δ 18 O.ценности.
Океанская вода состоит в основном из H 2 16 O с небольшими количествами HD 16 O и H 2 18 O. В стандартной средней океанской воде (SMOW) соотношение D к H составляет155,8 × 10-6 и 18 О / 16 О2005 × 10 −6 . Фракционирование происходит во время смены конденсированной и паровой фаз: давление пара более тяжелых изотопов ниже, поэтому пар содержит относительно больше более легких изотопов, а когда пар конденсируется, осадки преимущественно содержат более тяжелые изотопы. Отличие от SMOW выражается как
и аналогичная формула для δD. δ 18 Означения осадков всегда отрицательны. Основное влияние на δ 18 O– разница между температурами океана, где испарялась влага, и места, где выпали окончательные осадки; поскольку температура океана относительно стабильна, δ 18 OЗначение в основном отражает температуру, при которой выпадают осадки. Учитывая, что осадки формируются над инверсионным слоем , остается линейная зависимость:
который эмпирически калибруется по измерениям температуры и δ 18 Oкак =0,67‰/°C для Гренландии и0,76‰/°C для Восточной Антарктиды . Первоначально калибровка проводилась на основе пространственных изменений температуры и предполагалось, что это соответствует временным изменениям (Jousel, Merlivat, 1984). Совсем недавно скважинная термометрия показала, что для ледниково-межледниковых вариаций a =0,33‰/°C (Cuffey et al., 1995), подразумевая, что изменения температуры между ледниковыми и межледниковыми периодами были вдвое больше, чем предполагалось ранее.
Магний (Mg) входит в состав кальцитовых раковин (панцирей) планктонных и донных фораминифер в качестве микроэлемента. [1] Поскольку включение Mg в качестве примеси в кальцит является эндотермическим, при более высоких температурах в растущий кристалл попадает больше магния. [2] Таким образом, высокое соотношение Mg/Ca подразумевает высокую температуру, хотя экологические факторы могут искажать сигнал. Mg имеет длительное время пребывания в океане, поэтому можно в значительной степени игнорировать влияние изменений Mg/Ca в морской воде на сигнал. [3] Соотношения Mg/Ca иногда могут занижать температуру морской воды из-за растворения раковин фораминифер, что снижает значения Mg/Ca. [4]
Стронций (Sr) входит в состав кораллового арагонита [5] [6] , и точно установлено, что точное соотношение Sr/Ca в скелете коралла демонстрирует обратную корреляцию с температурой морской воды во время ее биоминерализации. [7] [8]
Распределение органических молекул в морских отложениях отражает температуру.
Характерные размеры листьев, форма и распространенность таких особенностей, как кончики капель («физиономия листьев или листьев») различаются в тропических лесах (многие виды с большими листьями с гладкими краями и кончиками капель) и лиственными лесами умеренного пояса (распространены классы листьев меньшего размера, зубчатые края обычны) и часто постоянно варьируется между участками вдоль климатических градиентов, например, от жаркого климата к холодному или от высокого к низкому количеству осадков. [9] Эти различия между участками вдоль градиентов окружающей среды отражают адаптивные компромиссы присутствующих видов, чтобы сбалансировать потребность в улавливании световой энергии, управлении приростом и потерей тепла, одновременно максимизируя эффективность газообмена, транспирации и фотосинтеза . Количественный анализ физиогномики листьев современной растительности и климатических реакций вдоль экологических градиентов был в основном одномерным , но многомерные подходы интегрируют множество характеристик листьев и климатических параметров. Температура была оценена (с разной степенью точности) с использованием физиогномики листьев позднемеловых и кайнозойских листовых флор, в основном с использованием двух основных подходов: [10]
Одномерный подход , основанный на наблюдении, что доля древесных двудольных видов с гладкими (т. е. беззубчатыми) краями листьев (0 ≤ P край ≤ 1) в растительности изменяется пропорционально среднегодовой температуре (MAT [11] ). [12] Требует разделения ископаемой флоры на морфотипы (т.е. «виды»), но не требует их идентификации. Исходное уравнение регрессии LMA было получено для лесов Восточной Азии [13] и имеет вид:
Ошибка оценки LMA выражается как биномиальная ошибка выборки: [14]
где c — наклон уравнения регрессии LMA, P -предел , используемый в ( 1 ), а r — количество видов, оцененных по типу края листа для отдельной флоры ископаемых листьев. Калибровки LMA были рассчитаны для основных регионов мира, включая Северную Америку, [15] Европу, [16] Южную Америку, [17] и Австралию. [18] В прибрежных зонах и водно-болотных угодьях уравнение регрессии немного отличается, поскольку в них пропорционально меньше растений с гладкими краями. Это [19]
CLAMP — это многомерный подход, в основном основанный на наборе данных преимущественно о растительности западного полушария [20] , к которому впоследствии добавляются наборы данных о дополнительной региональной растительности мира. [21] [22] Канонический корреляционный анализ используется для объединения 31 признака листа, но тип края листа представляет собой важный компонент взаимосвязи между физиогномическим состоянием и температурой. Используя CLAMP, MAT оценивается с небольшими стандартными ошибками (например, CCA ± 0,7–1,0 °C). Дополнительные параметры температуры можно оценить с помощью CLAMP, такие как средняя температура самого холодного месяца (CMMT) и средняя температура самого теплого месяца (WMMT), которые дают оценки для средних зимних и летних условий соответственно.
Некоторые растения предпочитают определенные температуры; если их пыльца будет найдена, можно определить приблизительную температуру.
У тяжелых изотопов существует небольшая термодинамическая тенденция к образованию связей друг с другом, превышающая ту, которую можно было бы ожидать от стохастического или случайного распределения одной и той же концентрации изотопов. Избыток наибольший при низкой температуре (см. уравнение Ван 'т-Гоффа ), при этом изотопное распределение становится более хаотичным при более высокой температуре. Наряду с тесно связанным явлением равновесного фракционирования изотопов , этот эффект возникает из-за различий в нулевой энергии между изотопологами . Карбонатные минералы, такие как кальцит, содержат группы CO 3 2- , которые можно преобразовать в газообразный CO 2 при реакции с концентрированной фосфорной кислотой. Газ CO 2 анализируется с помощью масс-спектрометра для определения содержания изотопологов. Параметр Δ 47 представляет собой измеренную разницу концентраций изотопологов с массой 47 ед. (по сравнению с 44) в образце и гипотетическом образце с тем же валовым изотопным составом, но стохастическим распределением тяжелых изотопов. Лабораторные эксперименты, квантово-механические расчеты и природные образцы (с известными температурами кристаллизации) показывают, что Δ 47 коррелирует с обратным квадратом температуры . Таким образом, измерения Δ 47 позволяют оценить температуру образования карбоната. Палеотермометрия 13 C- 18 O не требует предварительного знания концентрации 18 O в воде (что и делает метод δ 18 O). Это позволяет применять палеотермометр 13 C- 18 O к некоторым образцам, включая пресноводные карбонаты и очень древние породы, с меньшей неоднозначностью, чем другие методы, основанные на изотопах. В настоящее время метод ограничен очень низкой концентрацией изотопологов с массой 47 и выше в CO 2 , получаемом из природных карбонатов, а также нехваткой приборов с соответствующими детекторными матрицами и чувствительностью. Изучение этих типов реакций изотопного упорядочения в природе часто называют геохимией «слипшихся изотопов» . [23] [24]
![{\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]}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/46a1f7bb2e6f8b687b805032d9de78f95d8f741a)
