Proxy (clima)

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En estudios del clima, una variable proxy es algo que es probable no en si mismo por un gran interés, sino porm ser una variable de interés y que se puede hallar. Las "temperaturas proxy" encontradas a partir de los anchos de anillos de árboles y de intercapas de muestras de hielo se usan en climatología para recrear registros de paleotemperaturas.

Ejemplos:

Variaciones isotópicas en muestras de hielo pueden usarse para inferir cambios de temperaturas y de volúmenes de capas de hielo
Las variaciones en el "Be 10" (por berilio pueden ser usadas par inferir pasadas irradiancias 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 contra la variable de interés. Por ej., el crecimiento arbóreo, es sensible a precipitación y a temperatura canto como a otras señales, y a veces es muy sensible durante ciertas estaciones del año. Los proxy de muestras de hielo se usan habitualmente de manera directa.

[editar] Isótopos del agua y reconstrucciones proxy de la Tº

El agua marina es mayormente ${H_2}^{16}O$ , con pequeñas cantidades de $H D 16 O$ 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 máspesados 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 $O = 1000 * ((18 O / 16 O) / (18 O / 16 O) V S M O W - 1)$ ; y una similar fórmula para δD (deuterio). Los valors δ para la precipitación siempre som 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 arriba 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 vaciaciones 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 Tº glacial-interglacial eran el doble de grande de lo que previamente se creía.