古温度計

古温度計は、天然物質の形成時の周囲温度を推定する方法です。ほとんどの古温度計は、樹木年輪法やTEX ₈₆法などの経験的に較正された代理関係に基づいています。δ 18 O 法や凝集同位体法などの同位体法は^、少なくとも理論上は温度を直接測定できます。

¹⁸ O と¹⁶ Oの同位体比。通常は有孔虫試験または氷床コアで測定されます。値が高いほど気温が低いことを意味します。氷の量によって左右されます。氷が多いほどδ ¹⁸ Oが高くなります。価値観。

海水は主にH ₂ ¹⁶ Oで、少量のHD ¹⁶ OとH ₂ ¹⁸ Oが含まれています。標準平均海洋水（SMOW）では、DとHの比率は155.8 × 10 ⁻⁶であり、¹⁸ O/ ¹⁶ Oは2005 × 10 ⁻⁶。 分別は凝縮相と蒸気相の間の変化の間に起こる。重い同位体の蒸気圧は低いので、蒸気には比較的軽い同位体が含まれ、蒸気が凝縮すると、沈殿物には重い同位体が優先的に含まれる。SMOWとの差は次のように表される。

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

δD . δ ¹⁸ Oについても同様の式となる。^{降水量は常に負の値です。δ 18} Oへの主な影響は水分が蒸発した場所と最終的な降水が起こった場所の海水温の差である。海水温は比較的安定しているので、δ ¹⁸ O値は主に降水が発生する場所の気温を反映します。降水が逆転層より上で形成されることを考慮すると、線形関係が残ります。

${\displaystyle \delta {\ce {^{18}O}}=aT+b}$

これは温度とδ18Oの測定値から経験的に較正される^。として =グリーンランドでは0.67‰/°C、東南極では0.76‰/°Cである。当初は温度の空間的変動に基づいて較正が行われ、これが時間的変動に対応すると想定されていた（Jouzel and Merlivat, 1984）。最近では、ボーリング孔温度測定により、氷期と間氷期の変動では、a =0.33‰/°C（Cuffey et al.、1995）であり、氷河期と間氷期の気温変化がこれまで考えられていたよりも2倍大きかったことを示しています。

マグネシウム（Mg）は、プランクトンや底生有孔虫の方解石殻（テスト）に微量元素として取り込まれます。^[1]方解石への不純物としてのMgの取り込みは吸熱反応であるため、温度が高いほど成長中の結晶に多く取り込まれます。^[2]したがって、Mg/Ca比が高いということは、気温が高いことを意味しますが、生態学的要因によって信号が混乱する可能性があります。Mgは海洋中に長く留まるため、海水のMg/Caの変化が信号に与える影響はほぼ無視できます。 ^[3] Mg/Ca比は、有孔虫の殻が溶解してMg/Ca値が低下するため、海水温を過小評価することがあります。^[4]

ストロンチウム（Sr）はサンゴのアラゴナイトに組み込まれており^{[5] [6]}、サンゴ骨格中の正確なSr/Ca比は、バイオミネラリゼーション中の海水温度と逆相関関係にあることがよく知られています^{[7] [8] 。}

海洋堆積物中の有機分子の分布は温度を反映します。

特徴的な葉の大きさ、形、滴端などの特徴の出現頻度（「葉または葉相」）は、熱帯雨林（滑らかな縁と滴端を持つ大きな葉を持つ種が多い）と温帯落葉樹林（より小さな葉のサイズのクラスが一般的で、鋸歯状の縁が一般的）とで異なり、暑い気候から寒い気候、または降水量の多い気候から少ない気候など、気候勾配に沿った場所間で連続的に変化することがよくあります。^{[9]環境勾配に沿った場所間のこの変化は、光エネルギーを捕捉し、熱の獲得と放出を管理しながら、ガス交換、}蒸散、光合成の効率を最大化する必要性のバランスをとるために、存在する種が適応的に妥協したことを反映しています。現代の植生の葉相と環境勾配に沿った気候応答の定量的分析は主に単変量でしたが、多変量アプローチでは複数の葉の特徴と気候パラメータを統合します。気温は、主に2つのアプローチを用いて、後期白亜紀と新生代の葉の植物相を用いて（忠実度の程度は様々ですが）推定されてきました。 ^[10]

植生における滑らかな（つまり、鋸歯のない）葉縁（0 ≤ P _margin ≤ 1）を持つ木本双子葉植物種の割合が、年間平均気温（MAT ^[11] ）に比例して変化するという観察に基づく単変量アプローチ。^[12]化石植物を形態型（つまり、「種」）に分離する必要がありますが、それらの識別は必要ありません。元のLMA回帰式は東アジアの森林用に導出され、^[13]、次のとおりです。

LMAの推定値の誤差は二項標本誤差として表される: ^[14]

ここで、cはLMA回帰式の傾き、P _marginは（1）で使用されているもの、rは個々の化石葉植物群の葉縁タイプで評価された種の数です。LMAの較正は、北米、^[15]、ヨーロッパ、^[16]、南米、^{[17] 、オ​​ーストラリア[18]}を含む世界の主要地域で導出されています。 河岸および湿地環境では、滑らかな縁を持つ植物が比例して少ないため、回帰式がわずかに異なります。^[19]

CLAMPは主に西半球の植生のデータセットに基づいた多変量アプローチであり、^[20]その後、世界の他の地域の植生のデータセットが追加されました。^{[21] [22] 31の葉の特徴を組み合わせて} 正準相関分析が使用されますが、葉縁のタイプは、相貌状態と温度の関係の重要な要素を表します。 CLAMPを使用すると、MATは小さな標準誤差（例：CCA ± 0.7～1.0 °C）で推定されます。 CLAMPを使用すると、最も寒い月の平均気温（CMMT）と最も暖かい月の平均気温（WMMT）など、冬と夏の平均条件をそれぞれ推定する追加の温度パラメーターを推定できます。

特定の植物は特定の温度を好みます。その花粉が見つかったら、おおよその温度を計算できます。

重い同位体には、同じ濃度の同位体の確率的またはランダムな分布から予想されるものを超えて、互いに結合を形成するというわずかな熱力学的傾向があります。この過剰は低温で最大になり (ファントホッフの式を参照)、同位体分布は高温でよりランダムになります。密接に関連した平衡同位体分別現象とともに、この効果は同位体群間のゼロ点エネルギーの差から生じます。方解石などの炭酸塩鉱物には CO ₃ ²⁻グループが含まれており、これは濃リン酸との反応でCO ₂ガスに変換できます。CO ₂ガスは質量分析計で分析され、同位体群の存在量を決定します。パラメーター Δ 47_は、サンプル内の質量 47 u (44 と比較) の同位体群と、バルク同位体組成は同じだが重い同位体が確率的に分布している仮想サンプルとの間の濃度の測定された差です。実験室実験、量子力学計算、および天然サンプル（結晶化温度が既知）はすべて、Δ _47が温度の逆二乗と相関していることを示している。したがって、Δ _{47 の}測定は炭酸塩が形成された温度の推定値を提供する。13 C- ¹⁸ O 古温度測定では、水中の¹⁸ O濃度に関する事前知識を必要としない（δ ¹⁸ O 法では必要）。これにより、¹³ C- ^{18 O 古温度}計は、淡水炭酸塩や非常に古い岩石を含む一部のサンプルに適用でき、他の同位体ベースの方法よりも曖昧さが少ない。この方法は、現在、天然炭酸塩から生成される CO ₂中の質量 47 以上の同位体同位体の濃度が非常に低いこと、および適切な検出器アレイと感度を備えた機器が不足していることによって制限されている。自然界におけるこの種の同位体秩序化反応の研究は、しばしば「凝集同位体」地球化学と呼ばれる。^{[23] [24]}

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