thumb|right|Szacunkowy pomiar temperatury, stężenie i ilość pyłu z ostatnich 420 tys. lat określona na podstawie rdzenia lodowego ze stacji antarktycznej Wostok na Antarktydzie. thumb|right|Szacowane stężenie dwutlenku węgla od okresu kambryjskiego do współczesności.

Paleoklimatologia – badanie klimatu Ziemi w okresie sprzed instrumentalnych pomiarów temperatury. Paleoklimatologia wykorzystuje dowody pośrednie (w tym badania rdzeni lodowych, słojów drzew i izotopów tlenu) do określania przeszłego klimatu naszej planety, w tym temperatury i wilgotności, a także składu atmosfery. Wiedza ta jest wykorzystywana nie tylko w geologii, ale też w paleobiologii i paleobotanice. Pozwala określić, w jakich warunkach żyły dawne organizmy oraz jakie warunki występowały podczas wielkich wymierań. W ciągu ostatnich kilkudziesięciu lat rozwinęły się techniki pozwalające symulować klimat Ziemi za pomocą symulacji komputerowych. Wiedza o historii klimatu Ziemi jest podstawą do przewidywania jego zmian, w tym przebiegu obecnego globalnego ocieplenia.

Metody pomiarów thumb|right|Zmiany wzajemnego stężenia izotopów tlenu w ciągu ostatnich 540 mln lat. thumb|right|Otwornice. Dla czasów historycznych czasem dostępne są pośrednie dane meteorologiczne (np. informacje o historycznym zasięgu lodowców górskich lub terminach zbiorów). Dla bardziej zamierzchłych czasów jedyną możliwością badania klimatu jest opieranie się na wskaźnikach pośrednich, takich jak wzajemne stężenie wapnia i magnezu absorbowanego przez organizmy wodne. Skład atmosfery może być określony na podstawie bąbelków powietrza uwięzionych w rdzeniach lodowych, a wysokość poziomu morza za pomocą pomiaru osadów ze strefy wybrzeża lub wzajemnych stężeń stabilnych izotopów tlenu.

Stabilne izotopy węgla Węgiel ma dwa stabilne izotopy (12C i 13C) oraz jeden radioaktywny o długim czasie rozpadu 14C. Na Ziemi ilość 13C jest ok. 100-krotnie mniejsza od najpowszechniej spotykanego izotopu 12C. Lżejsze atomy węgla łatwiej wchodzą w reakcje, więc w organizmach żywych ich stężenie jest większe niż w otoczeniu. Osady powstałe z roślin (w tym paliwa kopalne) mają większy udział 12C niż ówczesny ocean, atmosfera czy litosfera. Stężenie 13C jest szczególnie małe w zawartym w Ziemi metanie (zarówno powstałym wskutek procesów biotycznych, jak i abiotycznych), ponieważ aby doszło do jego powstania, potrzeba serii reakcji, z których każda faworyzuje lżejszy izotop węgla. Duże stężenia 13C w osadach świadczą o wyższej produktywności ekosystemu (więcej lekkiego węgla wykorzystanego przez organizmy i pogrzebanego w glebie lub morskich osadach) lub wyższym poziomie morza (oznaczającym mniejszą erozję gleb wzbogaconych w lekki izotop). Nagły spadek stężenia 13C świadczy o wydzieleniu dużej ilości węgla pochodzenia organicznego (np. PETM). Przy szacowaniu wyników uwzględnia się m.in. lokalizację poboru próbek. Miejsca, w których dochodzi do upwellingu cechują się znacznie większym stężeniem węgla-12. O ilości węgla w atmosferze (a więc i w oceanach) świadczyć może również równowaga izotopów w alkenonach, czyli związkach organicznych zawierających podwójne wiązanie pomiędzy atomami węgla oraz grupę karbonylową. Alkenony występują m.in. w fotosyntezujących glonach. Przy wysokiej zawartości dwutlenku węgla w atmosferze glony chętniej absorbują 12C, przy niższej zawartości rośnie udział 13C. Alkenony zawarte w glonach razem z węglanem wapnia pochodzącym z otwornic z tych samych osadów stanowią podstawę do szacowania zawartości dwutlenku węgla w atmosferze oraz jego przepływów w ekosystemie. Pomocne są również badania izotopów węgla w glebach kopalnych.

Stabilne izotopy tlenu i wodoru thumb|upright|left|Szkielet otwornicy z rodzaju Quinqueloculina. Tlen ma trzy stabilne izotopy mające odpowiednio 16, 17 i 18 nukleonów, a wodór dwa (1H i deuter). Najlżejsze z nich zdecydowanie dominują ilościowo. Najważniejsze dla paleoklimatologii jest badanie wzajemnego stosunku liczby atomów 16O do 18O. Cząsteczki wody zawierające lżejsze atomy tlenu i wodoru łatwiej odparowują i wolniej kondensują od cięższych cząsteczek. W miarę przesuwania się ku biegunom rośnie proporcjonalny udział pary wodnej złożonej z lżejszych izotopów. W czapach lodowych i lądolodach osadza się przede wszystkim lód złożony z 16O i 1H. Im większe są pokrywy lodowe, tym więcej "lekkiej wody" zostaje w nich uwięzione i tym wyższe stężenie ciężkich izotopów w wodzie i szczątkach oceanicznych. Proporcje, w jakich organizmy morskie absorbują poszczególne izotopy tlenu zależą również od temperatury, dlatego stosunek 18O do 16O może być też wykorzystywany do badania temperatury wody (zwłaszcza dla okresów, w których w ogóle nie występowały lądolody, a zatem lżejsze izotopy nie były w nich uwięzione). Określenie gatunku po kształcie skorupek pozwala ustalić, na jakiej głębokości żyły organizmy zanim obumarły. Otwornice i glony z klasy Coccolithophyceae pozostawiają skorupki składające się z węglanu wapnia, zaś promienice i okrzemki pozostawiają pancerzyki składające się z krzemionki.

Termometr Mg/Ca i Sr/Ca Wzajemne stężenie wapnia i magnezu jest kolejnym ze wskaźników temperatury wykorzystujących otwornice. Te maleńkie protisty budują swoje szkielety z węglanu wapnia w formie kryształków kalcytu. Czasem atomy wapnia zostają zastąpione atomami magnezu - zdarza się to częściej w wyższej temperaturze. Podobnie kryształki aragonitu wchodzące w skład szkieletów koralowców zawierają domieszkę atomów strontu, której wielkość zależy w odwrotny sposób od temperatury wody. Wyniki szacowania temperatury tą metodą mogą być obarczone zwiększonym błędem na obszarach występowania upwellingu. Stosunek magnezu do wapnia w skorupce zależy od gatunku stworzenia i stężenia magnezu w oceanie, stąd wyniki pomiarów (zwłaszcza dla gatunków wymarłych) nie są bardzo precyzyjne. Wskazania termometru Mg/Ca nie zależą od wielkości pokrywy lodowej, więc mogą być używane jako uzupełnienie pomiarów izotopów tlenu.

Wskaźnik TEX-86 thumb|Struktura białek używanych do badania wskaźnika TEX86. Jednym ze wskaźników geochemicznych informujących o temperaturze wody w okresie formowania skał osadowych jest wzajemny stosunek lipidów zawartych w błonie komórkowej niektórych archeonów. Te związki chemiczne występują dość powszechnie w osadach i są stosunkowo odporne na rozkład. Przy ich pomocy określono temperaturę powierzchni oceanu w kenozoiku i wczesnym mezozoiku. Wskaźnik działa najlepiej dla temperatur w zakresie 15-34 °C. Przed określeniem temperatury należy uwzględnić wahania sezonowe i głębokość występowania badanych organizmów.

Kształt liści i inne dane fizjonomiczne roślin Wskaźniki klimatyczne wykorzystujące liście mogą być oparte na dwóch metodach: porównaniu do zakresów tolerancji istniejących lub najbliżej spokrewnionych gatunków oraz wykorzystaniu wiedzy dotyczącej optymalnego kształtu liści dla danych warunków klimatycznych. Porównanie z żyjącymi dziś gatunkami jest możliwe dla względnie nieodległych czasów (do 1-5 mln lat), dla których ewolucja nie spowodowała jeszcze istotnych zmian w zakresie tolerancji środowiskowej. Do porównań za pomocą tej metody wystarcza najmniejsza próbka pozwalająca zidentyfikować gatunek (np. pyłek w rdzeniu lodowym).

Bardziej zaawansowaną metodą pomiarową jest multiwariantowa analiza CLAMP (od ang. Climate Leaf Analysis Multivariate Program) uwzględniająca liście roślin dwuliściennych znalezionych na stanowisku archeologicznym. Znalezione liście (możliwie duży zbiór spośród wszystkich gatunków występujących na stanowisku) są mierzone a analizowane pod kątem 31 kryteriów (w tym wielkości, kształtu, proporcji, użyłkowania) i porównywane z danymi zebranymi z istniejących obecnie stanowisk z wielu miejsc świata. Choć drzewa ewoluują, kształt i wielkość liścia muszą być dostosowane do panujących warunków atmosferycznych. W suchym klimacie liście są generalnie małe i mięsiste, nastawione na ograniczenie utraty wody, nawet kosztem ograniczenia dostępu do światła. W ciepłym i wilgotnym klimacie liście są duże i często występują w wielu piętrach. W regionach o wysokiej temperaturze dominują krawędzie gładkie, a w niskiej zaokrąglone. Na kształt liści wpływają procesy fizyczne niezależne od ewolucji, takie jak parowanie wody z powierzchni liścia, dlatego jego wielkość i kształt będą zależały przede wszystkim od zmiennych środowiskowych. Analiza CLAMP pozwala szacować łącznie 24 parametry klimatyczne, w tym temperaturę (średnioroczną, jak i najcieplejszego i najzimniejszego miesiąca), jak i opady i długość sezonu wegetacyjnego.

+ Skamieniałe szczątki roślin

Pozostałe dane Osady z terenów nabrzeżnych pozwalają określić wysokość poziomu morza. Osady z obszarów jezior bezodpływowych pozwalają określić ich poziom (a więc bilans wodny regionu). Pojawienie się osadów morskich w głębi lądu świadczy o wdarciu się fali sztormowej lub tsunami na ląd, z kolei obecność zwiększonej ilości osadów rzecznych w morzu świadczy o wystąpieniu powodzi lub (w przypadku cyklicznego powtarzania się) okresu zwiększonych opadów lub nasilonej erozji gleby. Ślady pożarów w postaci sadzy i popiołu można odnaleźć w warstwach gleby, osadów rzecznych i jeziornych, a w przypadku transportu na duże odległości również w rdzeniach lodowych.

Badanie wzajemnego stężenia izotopów boru pozwala określić wzajemne stężenie jego wodorotlenków a na tej podstawie pH wody. To z kolei jest jednym ze sposobów na określenie zawartości w powietrzu. Stężenie tego gazu można też szacować na podstawie ilości aparatów szparkowych na liściach roślin (przy wyższym stężeniu rośliny tworzą ich mniej aby zmniejszyć utratę wody).

Aktywność słoneczną można badać za pomocą izotopów radioaktywnych o długim czasie rozpadu powstających pod wpływem promieniowania kosmicznego. Izotopy te odkładają się w żywych tkankach, glebach i osadach morskich, jak również w rdzeniach lodowych. Najczęściej wykorzystuje się 14C (czas połowicznego rozpadu 5730 lat), a w przypadku starszych osadów 10Be (czas połowicznego rozpadu 1,36 mln lat). Przy pomocy tych metod udało się ustalić m.in., że niektóre fragmenty Ziemi Baffina znalazły się poza czapą lodową dopiero trzeci raz w ciągu ostatniego miliona lat.

Modelowanie klimatyczne Najnowszą metodą badania przeszłego klimatu jest modelowanie z użyciem narzędzi komputerowych. Użycie modeli ma podwójne zastosowanie - pozwala oszacować klimat Ziemi (w tym obszarów, dla których wyniki pośrednich pomiarów są niedokładne, niekompletne lub wzajemnie sprzeczne), a przy okazji stanowi sprawdzenie samego modelu - czy jest on w stanie uzyskać zgodne z najlepszą wiedzą wyniki modelowania klimatu dla warunków różnych od obecnego klimatu Ziemi. W ten sposób można ocenić na ile model jest zdolny do przewidzenia przyszłego klimatu Ziemi, szczególnie w kontekście wzrostu temperatury wskutek globalnego ocieplenia.

Źródła próbek thumb|Rdzenie osadów stanowią cenną wskazówkę dla paleoklimatologii. Podstawowym źródłem wiedzy o klimacie wszystkich epok sprzed pojawienia się bezpośrednich pomiarów są ślady znalezione w ziemi i skałach osadowych. Do określania wieku skał i szczątków organicznych wykorzystuje się przede wszystkim metody izotopowe pozwalające określić czas powstania na podstawie stosunku pomiędzy ilością uwięzionych w momencie powstania izotopów promieniotwórczych a ilością produktów ich rozpadu lub stabilnych izotopów tych samych pierwiastków. Określenie temperatury w środowisku jest możliwe m.in. na podstawie innych badań izotopowych, absorpcji magnezu i strontu przez plankton oraz na podstawie badań martwej materii organicznej. Informacji o temperaturze i wilgotności dostarczają też dane o zasięgu erozji lodowcowej i występowaniu charakterystycznych gatunków o znanej niszy siedliskowej.

Zapisy historyczne