การศึกษาภูมิอากาศจาก วงปีของต้นไม้ (Dendroclimatology) คือวิทยาศาสตร์ที่ใช้ในการกำหนดสภาพภูมิอากาศในอดีตจากต้นไม้ โดยอาศัยคุณสมบัติของวงปีเป็นหลัก วงปีของต้นไม้จะกว้างขึ้นเมื่อสภาพแวดล้อมเอื้อต่อการเจริญเติบโต และแคบลงเมื่อสภาพแวดล้อมไม่เอื้ออำนวย ปัจจัยหลักสองประการคือ อุณหภูมิและความชื้น/ปริมาณน้ำ คุณสมบัติอื่นๆ ของวงปี เช่น ความหนาแน่นสูงสุดของเนื้อไม้ช่วงปลาย (MXD) ได้รับการพิสูจน์แล้วว่าเป็นตัวแทนที่ดีกว่าความกว้างของวงปีเพียงอย่างเดียว การใช้วงปีของต้นไม้ นักวิทยาศาสตร์ได้ประมาณสภาพภูมิอากาศในท้องถิ่นหลายแห่งในช่วงหลายร้อยถึงหลายพันปีที่ผ่านมา โดยการรวมการศึกษาจากวงปีของต้นไม้หลายๆ ครั้ง (บางครั้งร่วมกับบันทึกตัวแทนสภาพภูมิอากาศอื่นๆ) นักวิทยาศาสตร์ได้ประมาณสภาพภูมิอากาศในอดีตทั้งในระดับภูมิภาคและระดับโลก (ดูบันทึกอุณหภูมิในช่วง 1000 ปีที่ผ่านมา )

นักบรรพภูมิอากาศวิทยามักใช้ฟันใบไม้เพื่อสร้างอุณหภูมิเฉลี่ยรายปีในสภาพภูมิอากาศในอดีต และใช้ขนาดใบไม้เป็นตัวแทนของปริมาณน้ำฝนเฉลี่ยรายปี^{[ 9 ]}ในกรณีของการสร้างปริมาณน้ำฝนเฉลี่ยรายปี นักวิจัยบางคนเชื่อว่า กระบวนการ ทางทาโฟโนมิกทำให้ใบไม้ขนาดเล็กมีจำนวนมากเกินไปในบันทึกฟอสซิล ซึ่งอาจทำให้การสร้างใหม่เกิดความคลาดเคลื่อนได้^{10 ] อย่างไรก็ตาม}งานวิจัยล่าสุดชี้ให้เห็นว่าบันทึกฟอสซิลใบไม้อาจไม่ได้มีความคลาดเคลื่อนไปทางใบไม้ขนาดเล็กอย่างมีนัยสำคัญ^{[ 11 ]}แนวทางใหม่ๆ ดึงข้อมูลเช่น ปริมาณ CO2ของบรรยากาศในอดีตจากปาก ใบฟอสซิล และองค์ประกอบไอโซโทป โดยวัดความเข้มข้นของ CO2 ในเซลล์ศึกษาในปี 2014 สามารถใช้อัตราส่วนไอโซโทปคาร์บอน-13 เพื่อประมาณปริมาณ CO2 ความไวของสภาพภูมิอากาศต่อความเข้มข้น ของ ที่สูงขึ้น^{[ 12 ]}

อุณหภูมิ ในหลุมเจาะถูกใช้เป็นตัวแทนของอุณหภูมิ เนื่องจากความร้อนที่ถ่ายเทผ่านพื้นดินนั้นช้า การวัดอุณหภูมิที่ระดับความลึกต่างๆ ในหลุมเจาะ ซึ่งปรับให้เข้ากับผลกระทบของความร้อนที่ลอยขึ้นจากภายในโลก สามารถ " กลับด้าน " (สูตรทางคณิตศาสตร์เพื่อแก้สมการเมทริกซ์) เพื่อสร้างชุดค่าอุณหภูมิพื้นผิวที่ไม่ซ้ำกัน คำตอบนั้น "ไม่ซ้ำกัน" เพราะมีการสร้างอุณหภูมิพื้นผิวขึ้นใหม่ได้หลายแบบที่สามารถสร้างโปรไฟล์อุณหภูมิในหลุมเจาะเดียวกันได้ นอกจากนี้ เนื่องจากข้อจำกัดทางกายภาพ การสร้างใหม่จึง "เลือนราง" อย่างหลีกเลี่ยงไม่ได้ และจะเลือนรางมากขึ้นเมื่อย้อนกลับไปในอดีต เมื่อสร้างอุณหภูมิขึ้นใหม่ในช่วงประมาณปี ค.ศ. 1500 หลุมเจาะมีความละเอียดเชิงเวลาเพียงไม่กี่ศตวรรษ ในช่วงต้นศตวรรษที่ 20 ความละเอียดของหลุมเจาะอยู่ที่เพียงไม่กี่ทศวรรษ ดังนั้นจึงไม่เป็นประโยชน์ในการตรวจสอบบันทึกอุณหภูมิจากเครื่องมือ^{[ 13 ] [ 14 ]}อย่างไรก็ตาม โดยทั่วไปแล้วสามารถเปรียบเทียบกันได้^{[ 3 ]}การยืนยันเหล่านี้ทำให้ผู้เชี่ยวชาญด้านภูมิอากาศโบราณมั่นใจว่าพวกเขาสามารถวัดอุณหภูมิเมื่อ 500 ปีที่แล้วได้ โดยสรุปคือใช้มาตราส่วนความลึกประมาณ492 ฟุต (150 เมตร)เพื่อวัดอุณหภูมิเมื่อ 100 ปีที่แล้ว และ1,640 ฟุต (500 เมตร)เพื่อวัดอุณหภูมิเมื่อ 1,000 ปีที่แล้ว^{[ 15 ]}

บ่อเจาะมีข้อได้เปรียบอย่างมากเหนือตัวแทนอื่นๆ หลายอย่างตรงที่ไม่ต้องมีการสอบเทียบ: เพราะเป็นอุณหภูมิที่แท้จริง อย่างไรก็ตาม บ่อเจาะจะบันทึกอุณหภูมิพื้นผิว ไม่ใช่อุณหภูมิใกล้พื้นผิว (1.5 เมตร) ที่ใช้สำหรับการสังเกตสภาพอากาศ "พื้นผิว" ส่วนใหญ่ ซึ่งอาจแตกต่างกันอย่างมากภายใต้สภาวะสุดขั้วหรือเมื่อมีหิมะบนพื้นผิว ในทางปฏิบัติ เชื่อกันว่าผลกระทบต่ออุณหภูมิในบ่อเจาะนั้นโดยทั่วไปมีน้อย แหล่งที่มาของข้อผิดพลาดประการที่สองคือการปนเปื้อนของบ่อโดยน้ำใต้ดินอาจส่งผลต่ออุณหภูมิ เนื่องจากน้ำ "นำพา" อุณหภูมิที่ทันสมัยกว่ามาด้วย เชื่อกันว่าผลกระทบนี้โดยทั่วไปมีน้อย และใช้ได้กับพื้นที่ที่มีความชื้นสูงมาก^{[ 13 ]}แต่จะไม่ใช้กับแกนน้ำแข็งที่บริเวณนั้นยังคงแข็งตัวตลอดทั้งปี

มีการใช้หลุมเจาะมากกว่า 600 หลุมทั่วทุกทวีปเป็นตัวแทนในการสร้างอุณหภูมิพื้นผิวขึ้นใหม่^{[ 14 ]}หลุมเจาะที่มีความหนาแน่นสูงสุดอยู่ในทวีปอเมริกาเหนือและยุโรปโดยทั่วไปแล้วความลึกในการเจาะจะอยู่ระหว่าง 200 ถึงมากกว่า 1,000 เมตรลงไปในเปลือกโลกหรือแผ่นน้ำแข็ง^{[ 15 ]}

มีการเจาะหลุมจำนวนเล็กน้อยในแผ่นน้ำแข็ง ความบริสุทธิ์ของน้ำแข็งที่นั่นทำให้สามารถสร้างแบบจำลองได้ยาวนานขึ้น อุณหภูมิในหลุมเจาะของกรีนแลนด์ตอนกลางแสดงให้เห็นว่า "อุณหภูมิเพิ่มสูงขึ้นประมาณ 1°C ± 0.2°C ในช่วง 150 ปีที่ผ่านมา โดยก่อนหน้านั้นมีสภาพอากาศเย็นอยู่หลายศตวรรษ ก่อนหน้านั้นเป็นช่วงเวลาที่อบอุ่นในช่วงประมาณ ค.ศ. 1000 ซึ่งอบอุ่นกว่าช่วงปลายศตวรรษที่ 20 ประมาณ 1°C" หลุมเจาะในแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาแสดงให้เห็นว่า "อุณหภูมิในปี ค.ศ. 1 [นั้น] อบอุ่นกว่าช่วงปลายศตวรรษที่ 20 ประมาณ 1°C" ^{[ 16 ]}

อุณหภูมิในหลุมเจาะในกรีนแลนด์เป็นสาเหตุสำคัญของการแก้ไขการสร้างแบบจำลองอุณหภูมิโดยใช้ไอโซโทป ซึ่งเผยให้เห็นว่าสมมติฐานเดิมที่ว่า "ความชันเชิงพื้นที่เท่ากับความชันเชิงเวลา" นั้นไม่ถูกต้อง

วงแหวนหรือแถบโครงกระดูกปะการังในมหาสมุทร ยังให้ข้อมูลทางด้านภูมิอากาศโบราณเช่นเดียวกับวงปีของต้นไม้ ในปี 2545 มีการตีพิมพ์รายงานเกี่ยวกับการค้นพบของ ดร. ลิซา กรีเออร์ และ ดร. ปีเตอร์ สวาร์ต ซึ่งเป็นผู้ร่วมงานของ มหาวิทยาลัยไมอามีในขณะนั้น เกี่ยวกับไอโซโทปออกซิเจนเสถียรในแคลเซียมคาร์บอเนตของปะการัง อุณหภูมิที่เย็นกว่ามักทำให้ปะการังใช้ไอโซโทปที่หนักกว่าในโครงสร้าง ในขณะที่อุณหภูมิที่อบอุ่นกว่าจะทำให้ไอโซโทปออกซิเจน ปกติ ถูกสร้างขึ้นในโครงสร้างของปะการัง มากขึ้น ความเค็ม ของน้ำที่หนาแน่นกว่า ก็มีแนวโน้มที่จะมีไอโซโทปที่หนักกว่าด้วย ตัวอย่างปะการังของกรีเออร์จากมหาสมุทรแอตแลนติกถูกเก็บในปี 2537 และมีอายุย้อนกลับไปถึงปี 2578 กรีเออร์กล่าวถึงข้อสรุปของเธอว่า "เมื่อเราดูข้อมูลเฉลี่ยรายปีตั้งแต่ปี 2578 ถึงประมาณปี 2537 เราจะเห็นว่ามันมีรูปร่างเหมือนคลื่นไซน์มันเป็นคาบและมีรูปแบบที่สำคัญของ องค์ประกอบ ไอโซโทปออกซิเจนที่มีจุดสูงสุดประมาณทุกๆ สิบสองถึงสิบห้าปี" อุณหภูมิผิวน้ำมีความสอดคล้องกันโดยมีค่าสูงสุดทุกๆ สิบสองปีครึ่ง อย่างไรก็ตาม เนื่องจากการบันทึกอุณหภูมินี้เพิ่งเริ่มปฏิบัติในช่วงห้าสิบปีที่ผ่านมา ความสัมพันธ์ระหว่างอุณหภูมิน้ำที่บันทึกไว้กับโครงสร้างปะการังจึงสามารถย้อนกลับไปได้เพียงเท่านี้^{[ 17 ]}

ละอองเรณูสามารถพบได้ในตะกอน พืชผลิตละอองเรณูในปริมาณมากและทนต่อการเน่าเปื่อยได้ดีมาก สามารถระบุชนิดของพืชได้จากละอองเรณู ชุมชนพืชที่ระบุในพื้นที่ในช่วงเวลาที่สัมพันธ์กันจากชั้นตะกอนนั้น จะให้ข้อมูลเกี่ยวกับสภาพภูมิอากาศ ความอุดมสมบูรณ์ของละอองเรณูใน ช่วงฤดูหรือปี ของพืชขึ้นอยู่กับสภาพอากาศของเดือนก่อนหน้าบางส่วน ดังนั้นความหนาแน่นของละอองเรณูจึงให้ข้อมูลเกี่ยวกับสภาพภูมิอากาศในระยะสั้น^{[ 18 ]}การศึกษาละอองเรณูในยุคก่อนประวัติศาสตร์เรียกว่าพาลินวิทยา

สมาคม หนูได้รับการยอมรับว่าเป็นตัวบ่งชี้ทางชีวภาพที่มีประโยชน์โดยทั่วไปสำหรับการอนุมานสภาพภูมิอากาศและสภาพแวดล้อมในท้องถิ่นในอดีต โดยให้ความละเอียดเชิงพื้นที่และเวลาสูงในระดับทางภูมิศาสตร์ขนาดใหญ่เนื่องจากการกระจายตัวที่บ่อยและแพร่หลายในแหล่งโบราณคดีและแหล่งซากดึกดำบรรพ์ ขอบเขตที่อยู่อาศัยขนาดเล็ก ความเฉพาะเจาะจงของถิ่นที่อยู่ อัตราการสืบพันธุ์สูง และอัตราการวิวัฒนาการที่รวดเร็ว^{[ 19 ] [ 20 ] [ 21 ]}วิธีการขั้นสูง เช่น การรวม แนวทาง การวิเคราะห์ชีวภูมิอากาศเข้ากับแบบจำลองเชิงเส้นผสมทั่วไปเชิงพื้นที่ ได้ถูกนำมาใช้เพื่อสร้างอุณหภูมิพื้นผิวระดับทวีปขึ้นใหม่ รวมถึงอุณหภูมิเฉลี่ยรายปี (MAT) อุณหภูมิเฉลี่ยของเดือนที่อบอุ่นที่สุด (MTWA) และอุณหภูมิเฉลี่ยของเดือนที่หนาวที่สุด (MTCO) ในภูมิภาคต่างๆ เช่นพาลีอาร์กติก ตะวันตก สำหรับช่วงเวลาต่างๆ ในอดีต^{[ 22 ]}

ไดโนแฟลเจลเลตพบได้ในสภาพแวดล้อมทางน้ำส่วนใหญ่ และในระหว่างวงจรชีวิตของพวกมัน บางชนิดจะสร้างซีสต์ ที่มีผนังอินทรีย์ที่ทนทานสูง เพื่อพักตัวในช่วงที่สภาพแวดล้อมไม่เหมาะสมต่อการเจริญเติบโต ความลึกที่พวกมันอาศัยอยู่นั้นค่อนข้างตื้น (ขึ้นอยู่กับการทะลุผ่านของแสง) และมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับไดอะตอมซึ่งเป็นอาหารของพวกมัน รูปแบบการกระจายตัวของพวกมันในน้ำผิวดินมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับลักษณะทางกายภาพของแหล่งน้ำ และกลุ่มที่อยู่ใกล้ชายฝั่งยังสามารถแยกแยะออกจากกลุ่มในมหาสมุทรได้ การกระจายตัวของไดโนซีสต์ในตะกอนได้รับการบันทึกไว้อย่างดีและมีส่วนช่วยในการทำความเข้าใจสภาพผิวน้ำทะเลโดยเฉลี่ยที่กำหนดรูปแบบการกระจายตัวและความอุดมสมบูรณ์ของกลุ่มสิ่งมีชีวิต ( ^{[ 23 ]} ) การศึกษาหลายชิ้น รวมถึง^{[ 24 ]}และ^{[ 25 ]}ได้รวบรวมแกนกล่องและแกนแรงโน้มถ่วงในมหาสมุทรแปซิฟิกเหนือและวิเคราะห์เนื้อหาทางพาลินวิทยาเพื่อกำหนดการกระจายตัวของไดโนซีสต์และความสัมพันธ์กับอุณหภูมิผิวน้ำทะเล ความเค็ม ผลผลิต และการไหลขึ้นของน้ำ ในทำนองเดียวกัน^{[ 26 ]}และ^{[ 27 ]}ใช้แกนกล่องที่ระดับความลึกของน้ำ 576.5 เมตรจากปี 1992 ในแอ่งซานตาบาร์บาราตอนกลางเพื่อกำหนดการเปลี่ยนแปลงทางสมุทรศาสตร์และภูมิอากาศในช่วง 40,000 ปีที่ผ่านมาในพื้นที่

เช่นเดียวกับการศึกษาตัวแทนอื่นๆ นักบรรพภูมิอากาศวิทยาตรวจสอบไอโซโทปออกซิเจนในตะกอน มหาสมุทร ในทำนอง เดียวกัน พวกเขาวัดชั้นของวาร์ฟ (ตะกอนละเอียดและหยาบหรือดินเหนียวที่สะสมตัว) ^{[ 28 ]}ที่เรียงตัวเป็นชั้นในตะกอนทะเลสาบ วาร์ฟของทะเลสาบได้รับอิทธิพลหลักจาก:

• อุณหภูมิในฤดูร้อน ซึ่งแสดงถึงพลังงานที่มีอยู่เพื่อละลายหิมะและน้ำแข็งตามฤดูกาล
• ปริมาณหิมะในฤดูหนาว ซึ่งเป็นตัวกำหนดระดับการรบกวนของตะกอนเมื่อเกิดการละลาย
• ปริมาณน้ำฝน^{[ 29 ]}

ไดอะตอมฟอรามินิเฟอรา เรดิโอลาเรียน ออสทราคอดและคอคโคลิโทฟอร์ เป็นตัวอย่างของตัวบ่งชี้ทางชีวภาพสำหรับสภาพของทะเลสาบและมหาสมุทร ซึ่งมักใช้ในการสร้างสภาพภูมิอากาศในอดีต การกระจายตัวของสายพันธุ์ของสิ่งมีชีวิตในน้ำเหล่านี้และสิ่งมีชีวิตอื่นๆ ที่ถูกเก็บรักษาไว้ในตะกอนเป็นตัวบ่งชี้ที่มีประโยชน์ เงื่อนไขที่เหมาะสมที่สุดสำหรับสายพันธุ์ที่ถูกเก็บรักษาไว้ในตะกอนทำหน้าที่เป็นเบาะแส นักวิจัยใช้เบาะแสเหล่านี้เพื่อเปิดเผยว่าสภาพภูมิอากาศและสภาพแวดล้อมเป็นอย่างไรเมื่อสิ่งมีชีวิตเหล่านั้นตาย^{[ 30 ]}อัตราส่วนไอโซโทปออกซิเจนในเปลือกของพวกมันยังสามารถใช้เป็นตัวบ่งชี้อุณหภูมิได้อีกด้วย^{[ 31 ]}

น้ำทะเลส่วนใหญ่ประกอบด้วย^{H₂¹⁶O HD¹⁶O}และ H₂¹⁸O ปริมาณเล็กน้อยโดยที่ D หมายถึง ดิว ^เทอเรียมหรือไฮโดรเจนที่มีนิวตรอนเพิ่มมาหนึ่งตัว ในน้ำทะเลมาตรฐานเฉลี่ยของเวียนนา (VSMOW) อัตราส่วนของ D ต่อ H คือ 155.76 × 10⁻⁶ และ ^O⁻¹⁸ต่อ O⁻¹⁶ คือ 2005.2 × 10⁻⁶ การแยกไอโซโทป เกิดขึ้นระหว่างการเปลี่ยนแปลงระหว่างสถานะควบแน่นและสถานะไอ : ^ความดันไอของไอโซโทปที่หนักกว่าจะต่ำกว่า ดังนั้นไอจึงมีไอโซโทปที่เบากว่าอยู่มากกว่า และเมื่อไอควบแน่น ฝนที่ตกลงมาจะมีไอโซโทปที่หนักกว่าเป็นหลัก ความแตกต่างจาก VSMOW แสดงเป็น δ¹⁸O ⁼ 1000‰ และมีสูตรที่คล้ายกันสำหรับ δD ค่า δ สำหรับฝนที่ตกลงมาจะมีค่าเป็นลบเสมอ^{[ 32 ]} ปัจจัยหลักที่มีอิทธิพลต่อ δ คือความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิของมหาสมุทรที่ความชื้นระเหยและบริเวณที่เกิดการตกตะกอนครั้งสุดท้าย เนื่องจากอุณหภูมิของมหาสมุทรค่อนข้างคงที่ ค่า δ จึงสะท้อนถึงอุณหภูมิที่เกิดการตกตะกอนเป็นส่วนใหญ่ เมื่อพิจารณาว่าการตกตะกอนเกิดขึ้นเหนือ ชั้น ผกผันเราจึงเหลือความสัมพันธ์เชิงเส้น:${\textstyle \times \left({\frac {([{}^{18}O]/[{}^{16}O])}{([{}^{18}O]/[{}^{16}O])_{\mathrm {VSMOW} }}}-1\right)}$

δ ¹⁸ O = aT + b

ค่านี้ได้รับการปรับเทียบเชิงประจักษ์จากการวัดอุณหภูมิและ δ โดยได้ค่า a = 0.67 ‰ /°C สำหรับกรีนแลนด์และ 0.76 ‰/°C สำหรับแอนตาร์กติกา ตะวันออก การปรับเทียบเริ่มต้นทำบนพื้นฐานของ การเปลี่ยนแปลง เชิงพื้นที่ของอุณหภูมิ และสันนิษฐานว่าสอดคล้องกับการเปลี่ยนแปลงตามเวลา^{[ 33 ]}เมื่อไม่นานมานี้การวัดอุณหภูมิในหลุมเจาะแสดงให้เห็นว่าสำหรับการเปลี่ยนแปลงระหว่างยุคน้ำแข็งและยุคอบอุ่น ค่า a = 0.33 ‰/°C ^{[ 34 ]}ซึ่งหมายความว่าการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิระหว่างยุคน้ำแข็งและยุคอบอุ่นมีขนาดใหญ่กว่าที่เคยเชื่อกันถึงสองเท่า

การศึกษาที่ตีพิมพ์ในปี 2017 ตั้งข้อสงสัยต่อวิธีการก่อนหน้านี้ในการสร้างอุณหภูมิของมหาสมุทรโบราณเมื่อ 100 ล้านปีก่อน โดยชี้ให้เห็นว่าอุณหภูมิค่อนข้างคงที่ในช่วงเวลานั้น ซึ่งเย็นกว่ามาก^{[ 35 ]}

ตัวบ่งชี้สภาพภูมิอากาศใหม่ที่ได้จากพีท ( ลิกไนต์พีทโบราณ) และดินลิพิดเมมเบรนที่รู้จักกันในชื่อกลีเซอรอลไดอัลคิลกลีเซอรอลเตตระอีเทอร์ (GDGT) ช่วยในการศึกษาปัจจัยด้านสิ่งแวดล้อมในอดีต ซึ่งควบคุมการกระจายตัวสัมพัทธ์ของไอโซเมอร์ GDGT ที่มีกิ่งก้านสาขาต่างกัน ผู้เขียนงานวิจัยระบุว่า "ลิพิดเมมเบรนที่มีกิ่งก้านสาขาเหล่านี้ผลิตโดยกลุ่มแบคทีเรียในดินแบบไม่ใช้ออกซิเจนที่ยังไม่ทราบชนิด" ^{[ 36 ]}ณ ปี 2018มีการวิจัยมานานกว่าทศวรรษที่แสดงให้เห็นว่าในดินแร่ ระดับการเมทิลเลชันของแบคทีเรีย (brGDGTs) ช่วยในการคำนวณอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยรายปี วิธีการตัวแทนนี้ใช้ในการศึกษาภูมิอากาศของยุคพาลีโอจีนตอนต้นณ ขอบเขตยุคครีเทเชียส-พาลีโอจีน และนักวิจัยพบว่าอุณหภูมิอากาศรายปีเหนือพื้นดินและที่ละติจูดกลางมีค่าเฉลี่ยประมาณ 23–29 °C (± 4.7 °C) ซึ่งสูงกว่าผลการค้นพบก่อนหน้านี้ส่วนใหญ่ 5–10 °C ^{[ 37 ] [ 38 ]}

ทักษะของอัลกอริธึมที่ใช้ในการรวมบันทึกตัวแทนเข้ากับการสร้างอุณหภูมิของซีกโลกโดยรวมอาจได้รับการทดสอบโดยใช้เทคนิคที่เรียกว่า " ตัวแทนเสมือน " ในวิธีนี้ เอาต์พุตจากแบบจำลองสภาพภูมิอากาศจะถูกสุ่มตัวอย่างที่ตำแหน่งที่สอดคล้องกับเครือข่ายตัวแทนที่ทราบ และบันทึกอุณหภูมิที่สร้างขึ้นจะถูกเปรียบเทียบกับอุณหภูมิโดยรวม (ที่ทราบ) ของแบบจำลอง^{[ 39 ]}