Glaciares y núcleos de hielo
1. Composición isotópica de los glaciares
Los glaciares se dividen en dos categorías: glaciares polares y glaciares templados. Los glaciares polares se distribuyen en los dos polos de la Tierra y la temperatura de toda la masa de hielo permanece por debajo del punto de fusión, mientras que los glaciares templados se distribuyen fuera de los dos polos.
Los glaciares polares y los glaciares templados están compuestos generalmente por nieve superficial, nieve granular (nieve densa y perenne) y hielo. A medida que la nieve en la superficie se vuelve cada vez más espesa, la estructura de la nieve profunda se volverá más estrecha bajo la acción de la gravedad y la presión de la nieve también aumentará. Después de mucho tiempo, estas partículas de nieve se convertirán en hielo transparente. Debido a la estrecha conexión entre las dos causas, la composición isotópica de la nieve granular y el hielo en el mismo glaciar está controlada principalmente por las nevadas superficiales, el estado de conservación de la nieve superficial y el grado de perturbación posterior.
Según si la nieve superficial se derrite y el grado de penetración del agua en la capa de nieve, se puede dividir en tres zonas principales: Durante el proceso de conservación de la nieve superficial, la nieve no se derrite ni sale agua. penetra, que se llama zona de nieve seca; el área donde la superficie de la nieve se derrite parcialmente y el agua disuelta penetra en la capa de nieve durante una cierta distancia y luego se congela nuevamente se llama zona de permeabilidad; durante todo el año, es decir, la nieve del invierno anterior, y la temperatura del verano siguiente o incluso de todo el otoño ascienden a 0°C. Estas áreas se llaman áreas de remojo. Las zonas de nieve seca se encuentran principalmente en los glaciares polares, mientras que las zonas húmedas y empapadas se encuentran principalmente en los glaciares templados.
(1) Cambios isotópicos en los glaciares polares
Los glaciares polares están ubicados en los polos o cerca de ellos, y el hielo se almacena en un ambiente donde la temperatura es inferior al punto de fusión. El hielo almacenado rara vez se ve afectado por el derretimiento o la recongelación, y el contenido de isótopos de las sucesivas capas de nieve a menudo se conserva en el hielo granular y la nieve de los glaciares, lo que a menudo refleja las características ambientales de la formación de nieve.
Figura 15-17 Sección transversal de núcleos de hielo (basado en Dansgaard et al., 1971)
En la Figura 15-17 se muestran datos representativos de núcleos de hielo. Fue tomado de Camp Century, cerca de Groenlandia, en el Ártico, y su perfil isotópico muestra algunos cambios regulares. El valor de δ cambia periódicamente en forma de onda sinusoidal con la profundidad del núcleo de hielo. Desde la superficie del hielo hasta los 115 m, la longitud de onda (λ) de la onda de vibración periódica es cercana a 0,35. A medida que aumenta la profundidad, la longitud de onda se acorta gradualmente y desaparece a los pocos kilómetros (es decir, la variación periódica desaparece), mientras que el valor de δ cambia. En este momento, las ondas de vibración grandes tienden a ser suaves. El estudio de la composición isotópica demuestra que el valor δ más alto representa la composición isotópica de la nieve de verano, y el valor δ más bajo (el fondo de la amplitud) representa la composición isotópica de la nieve de invierno. La diferencia máxima entre los valores δ de verano e invierno es de aproximadamente 20, lo que indica la existencia de efectos isotópicos estacionales en los glaciares. Las diferencias en los valores de δ en años similares generalmente reflejan diferencias en las condiciones climáticas cuando cae nieve cada año. La fluctuación del valor δ en el mismo año (un ciclo de onda de vibración) es más complicada, porque diferentes condiciones ambientales durante las nevadas provocarán fluctuaciones en el valor δ. Si el valor δ de la nieve no cambia mucho entre el verano y el invierno (es decir, no hay diferencia en las condiciones ambientales), o el efecto isotópico aumenta después del período de acumulación de nieve, el valor δ perderá su regularidad o incluso desaparecerá. Esta situación es más evidente en los glaciares templados. Las tendencias generales en el núcleo de hielo antártico Byrd son similares, pero el rango de variación y el período de los valores δ son a veces caóticos. Sin regularidad, es difícil explicar los cambios estacionales.
Epstein y Sharp (1959) señalaron por primera vez que en el cinturón de nieve seca de los glaciares polares, la infiltración de agua soluble en nieve se observa ocasionalmente en una zona de infiltración muy pequeña, y la mayoría de los cambios estacionales en δ puede retenerse en nieve granular y hielo glacial. En la zona permeable, especialmente en la zona de impregnación, la amplitud de variación estacional de δ se debilitará significativamente.
Dansgaard et al. (1973) publicaron datos de tres observatorios en Groenlandia, Dye Island, Creta y CampCentury y un observatorio en la Antártida. Los datos de tres estaciones en Groenlandia muestran que los cambios estacionales en el delta permanecen constantes durante las nevadas y persisten durante miles de años. Sin embargo, la variación estacional en los valores de Byrd antártico desaparece después de 3 años.
Debido al entorno especial de los glaciares polares, la mayor parte de la nieve se conserva en zonas de nieve seca.
Por lo tanto, hay dos situaciones especiales: una es la acumulación de nieve, que hace que los cambios estacionales de δ en la nieve sean irreconocibles y la otra es que la nieve no se ha acumulado y este tipo de nieve continuará acumulándose para formar nieve; y la información estacional de su valor δ se conservará durante mucho tiempo.
En los glaciares polares, el rango estacional de los valores de δ durante la nieve granular cambia mucho con el tiempo, la acumulación de nieve granular se profundiza y los isótopos se homogeneizan. Debido a que casi no hay agua de nieve disuelta entre la nieve granular en los glaciares polares, y casi no hay recongelación de las subcapas de agua disuelta, no hay intercambio de isótopos entre el agua disuelta y la nieve granular. Por lo tanto, los cambios en los valores del delta en los glaciares polares solo pueden lograrse mediante difusión molecular en fase gaseosa o hielo sólido. Estos efectos isotópicos posteriores son tan lentos que los valores del delta estacional almacenados en el material acumulado en forma de nieve granular no se ven afectados significativamente.
Johnson (1977) y otros realizaron un estudio detallado sobre la nieve granular en zonas de nieve seca de los glaciares polares. Él cree que la nieve polar puede producir dos efectos de homogeneización de isótopos: uno es que el cambio de presión en la interfaz del aire sobre el glaciar hace que las partículas de vapor de nieve se muevan verticalmente hacia arriba; el otro es la difusión de la fase gaseosa en la capa de nieve; Estos efectos provocan el intercambio vertical de nieve granular. El primero es extremadamente activo en la parte superior de la nieve y el segundo se encuentra principalmente en la profundidad crítica de la nieve granular. Allí, las partículas de nieve se vuelven tan densas que la tasa de intercambio de isótopos a través de la fase gaseosa es muy lenta por debajo de una profundidad crítica, pero este intercambio continúa hasta que los poros están completamente cerrados, y luego solo hay una lenta difusión de moléculas en el hielo sólido. . En el hielo a esta profundidad, los valores del delta son estables durante miles de años. La acumulación de la capa de hielo de Groenlandia es de 24 g·cm-2·a-1. Durante el proceso de formación de nieve granular a una profundidad crítica, los cambios estacionales en los valores de δ tienden a permanecer sin cambios. En la Antártida, donde las tormentas locales provocan acumulaciones de nieve, la tasa de acumulación de nieve debe ser de al menos 34 g·cm-2·a-1, de modo que se pueda retener la información estacional, pero en la práctica a menudo no es ideal. Por ejemplo, durante la estación cálida, un poco de derretimiento en la superficie puede formar una capa de hielo en la nieve granular, cerrando el paso ascendente del vapor de agua en la nieve granular inferior, dificultando así el intercambio de materiales causado por el movimiento vertical de la nieve. aire. Johnson et al. (1972) también mencionaron la situación anterior al analizar los cambios estacionales en el valor δ del núcleo de hielo a una profundidad de 776 m en Camp Century.
En el hielo sólido de los glaciares polares, la difusión molecular es el único factor que afecta los cambios de δ del hielo. La difusión vertical se puede describir mediante la siguiente ecuación:
Geoquímica de isótopos
Geoquímica de isótopos
Use d = 2.6×10-12c m2 s-1 (a -24℃), según Camp The El período de variación estacional del valor δ en la parte superior del núcleo de hielo del siglo es λ = 38 cm. Suponiendo que la capa de hielo no se adelgaza durante el año, t es de unos 450.000 años. Se puede observar que la difusión molecular en el hielo sólido es muy lenta.
Cuando la capa de hielo se adelgaza al aumentar la profundidad y la presión, la difusión tendrá un mayor impacto en los cambios estacionales que fluctúan suavemente en el valor del delta, e incluso hará que la señal del valor del delta en lugares muy profundos desaparezca por completo. Por ejemplo, el espesor de la capa anual a una profundidad de 100 m en el núcleo de hielo de Century Camp se reduce a unos 5 cm, la temperatura es -20 °C y t es 5000 años. Los experimentos de Johnson et al. (1972) también mostraron que los cambios estacionales en el valor δ del centro de hielo de Camp Century son básicamente consistentes con los resultados experimentales a una profundidad de aproximadamente 1100 m. La capa de hielo anual a esta profundidad disminuyó desde. 38 cm a 4 cm.
Para el Centro de Hielo Camp Century, Johnson descubrió que reducir el espesor estacional de la nieve granular requeriría 5.000, 8.000 y 10, 50 y 90 por ciento, respectivamente, lo que es bastante consistente con los datos experimentales.
Johnson (1977) también calculó la dependencia de la difusión molecular, el adelgazamiento de la capa de hielo con la profundidad y la temperatura y obtuvo resultados. En la mayoría de los casos, este resultado se puede utilizar para calcular la disminución de los valores delta de isótopos en el hielo polar.
En resumen, a medida que aumenta el tiempo, el valor δ de la nieve de los glaciares polares cambia mucho. Estos cambios pueden ser de largo plazo, estacionales o incluso de corto plazo.
Debido a la acumulación de nieve o al derretimiento, la capa superior de nieve puede cambiar δ y sus características de distribución anual de isótopos pueden verse fuertemente perturbadas. En la nieve granular, la amplitud de las fluctuaciones de los valores δ se reduce considerablemente. Esto es causado por el intercambio de masa de vapor entre capas. Los cambios en los valores delta a lo largo de un año tienden a desaparecer rápidamente. En determinadas condiciones, aunque la variación estacional de δ está muy debilitada, la información δ retenida en la nieve granular todavía se remonta a miles de años en los núcleos de hielo. La intensidad de los cambios estacionales en los valores de δ de la nieve se correlaciona negativamente con la velocidad de acumulación de nieve. La difusión molecular, la única vía de intercambio isotópico en los glaciares, es extremadamente lenta, lo que permite que la información delta en el hielo persista durante mucho tiempo.
(2) Cambios isotópicos en los glaciares templados
Los glaciares templados se distribuyen fuera de los polos, y sus temperaturas siempre se han mantenido dentro del punto de fusión a presión. La nieve almacenada se ve frecuentemente afectada por el derretimiento y la infiltración de humedad, especialmente a finales del invierno y justo después de la temporada de deshielo, cuando su delta se ve muy alterado.
En algunas zonas, como los Alpes norteamericanos y europeos, la nieve granular glacial es rica en isótopos pesados, lo que puede estar relacionado con la penetración de las precipitaciones de verano y la captura de las precipitaciones de verano en grietas de la capa granular. nieve (Sharp et al., 1960). Los glaciares de Islandia son diferentes. Debido al suave clima oceánico, casi no hay diferencia en la composición isotópica de la nieve invernal y las precipitaciones estivales, y su enriquecimiento isotópico sólo puede atribuirse al intercambio de isótopos entre las fases sólida y líquida. La Tabla 15-6 enumera los tres valores del coeficiente de fraccionamiento de equilibrio de isótopos entre hielo y agua. En la tabla se puede ver que en el sistema sólido-líquido, durante el intercambio de isótopos, la fase sólida es más rica en isótopos pesados que la fase líquida.
Tabla 15-6 Coeficientes de fraccionamiento de equilibrio isotópico de D y 18O hielo y agua
Figura 15-18 ¿Vatnaj, Islandia? Gráfica de δD versus profundidad para perforaciones poco profundas en el glaciar Kall (basado en Dnsgaaard et al., 1974)
La Figura 15-18 muestra Vatnaj en Islandia. Correlación entre δD y la profundidad de tres agujeros poco profundos en el glaciar Carr. Las muestras se recolectaron en la primavera, antes de que la nieve comenzara a derretirse. Este perfil es el más típico de los glaciares templados. Allí, las variaciones estacionales en el delta son pequeñas y la composición isotópica promedio de las precipitaciones de verano es similar a la de las nevadas de invierno. La uniformidad isotópica de los perfiles V-1, V-10 y V-18, situados a 1.300, 1.400 y 2.000 metros respectivamente, depende en gran medida del ratio de escurrimiento, es decir, de la cantidad de agua infiltrada en el manto de nieve.
Según la Oficina Meteorológica de Islandia, la precipitación media anual en V-1 se estima en 300 g·cm-2 a-1. Las mediciones de densidad de la nieve granular indican que aproximadamente el 50% de la precipitación se pierde como escorrentía durante el verano. En el punto V-18, la cantidad de agua disuelta es muy pequeña y no afecta el valor del delta original de la nieve almacenada.
En la capa superficial de nieve cercana al invierno, los valores δ de V-1, V-10 y V-18 son los mismos que los de las nevadas. Pero en la nieve anterior al verano, el perfil V-1 se ve afectado y la nieve granular conservada es significativamente más rica en isótopos pesados, incluso más rica en deuterio que las precipitaciones de verano. Este fenómeno es causado por la recristalización y el intercambio de isótopos de la nieve almacenada en el sistema de agua de nieve. El hielo en equilibrio isotópico con agua es aproximadamente un 20‰ más rico que el D y aproximadamente un 3,0‰ más rico que el 18O.
Durante la acumulación de nieve, la evaporación y condensación superficial también cambian la composición isotópica de la nieve superficial. Moser y Sti-Chler (1970, 1974) observaron que la evaporación de la nieve superficial es rica en D y 18O incluso a 0°C. Debido a que el enriquecimiento ocurre sólo en la capa superficial, no cambia el contenido isotópico general de la nieve almacenada. El grado de homogeneización de isótopos difiere en las diferentes capas de nieve de verano, siendo el grado de homogeneización más profundo en un verano que en el siguiente. Esta situación es especialmente obvia en V-1.
En V-18, hay muy poca agua disuelta y no tiene ningún efecto evidente sobre los cambios de deuterio en la nieve almacenada. Los cambios en el valor δ son evidentes en la nieve granular almacenada a una profundidad de unos 20 m. Esta profundidad equivale a 6 años de nieve.
Figura 15-19 Curva experimental de cantidad de nieve derretida y δD (según Moser et al., 1980)
Para estudiar cuantitativamente el intercambio de isótopos de partículas de nieve glacial templada, Arnason et al. (1969) realizaron experimentos de simulación. Usando columnas de nieve largas y gruesas, el agua disuelta se derrite lentamente desde la parte superior de la ola, luego pasa gradualmente a través de la columna de nieve y finalmente se descarga desde la parte inferior de la columna de nieve, y se mide el contenido de deuterio del agua descargada.
Se observa que existe intercambio de isótopos entre los cristales de nieve y el agua, y se deriva una ecuación lineal para describir cuantitativamente este intercambio, a saber, δ d = ax+b Donde: δ d es el valor instantáneo de la nieve x es la nieve disuelta. en la nieve total La proporción de La figura muestra que en las primeras etapas del derretimiento de la columna de nieve, el agua no penetró completamente en la columna de nieve, sino que fluyó por la pared interior de la columna de vidrio, provocando errores en la medición de la cantidad de nieve derretida. La capa de nieve y las precipitaciones en Fluhioch, Suiza, se midieron en condiciones naturales utilizando un medidor de deshielo y los datos isotópicos obtenidos se compararon con los resultados experimentales, lo que confirmó que el experimento fue un éxito.
En los glaciares templados, la difusión molecular del hielo sólido no juega un papel importante en la homogeneización de isótopos. Los glaciares templados tienden a tener acumulaciones anuales mucho más fuertes que los glaciares polares, depositando capas de hielo considerablemente más gruesas cada año. Pero el hielo en la base de los glaciares templados es mucho más joven que el hielo en la base de los glaciares polares. Puede haber otros efectos que influyan en los cambios en los valores delta.
¿En Vatna? En un pozo de 450 metros de profundidad en el glaciar Kall, el hielo desde 20 metros por debajo de la superficie hasta el fondo se encuentra dentro del punto de fusión a presión y la profundidad también puede contener agua. Cuando el hielo cerca de la superficie se hunde a una profundidad de 500 metros, se producirá algo de agua debido al aumento de presión y la disminución del punto de fusión. Habrá diversas tensiones, especialmente en la superficie de deslizamiento, y se producirá un cierto nivel de agua. también ser producido. Esta agua puede atravesar toda la masa de hielo, provocando que algunos materiales migren y cambien el valor del delta.
Sí, ¿Vatnajökull, Islandia? Se estudiaron el tamaño de los cristales y el contenido de cloruro de un núcleo de hielo de 415 m de profundidad del glaciar Carr. Los resultados muestran que todo el cuerpo de hielo sufre una infiltración continua y un intercambio de isótopos (similar al de la nieve en la parte superior de la zona de infiltración y la zona de inmersión). A medida que aumenta la profundidad, los cristales de hielo aumentan de tamaño, de modo que se produce la recristalización en todo el núcleo de hielo.
Las mediciones de cloruro en núcleos de hielo muestran que cuando los cambios de cloruro se aplanan gradualmente, el contenido de cloruro en los cristales de hielo disminuye gradualmente de 1,0 μg/g en la superficie a 0,1 μg/g a una profundidad de 415 m. Se estima que el cloruro puede disolverse en la capa de hielo entre los cristales de hielo, acompañado de agua que se escapa del hielo. Se ha descubierto que este efecto puede afectar la preservación de la información del valor del delta por la nieve granular residual.
Debido a las características cambiantes de la composición isotópica de los glaciares templados, no es adecuado estudiar diversos parámetros ambientales relacionados con la precipitación atmosférica, incluso en zonas permeables y con poca interferencia, se debe tener especial cuidado. Durante el período de nieve granular, cuando la nieve ligera se convierte en nieve gruesa y finalmente en hielo transparente, en este proceso se produce la recristalización, lo cual es muy importante para comprender la formación, desarrollo y características de los glaciares templados.
2. Investigación isotópica y paleoambiental de los glaciares.
(1) Velocidad de acumulación de hielo y nieve
En hielo y nieve granulares, área que almacena información de variación estacional de valores δ. El perfil delta de hielo y nieve se puede utilizar para determinar la velocidad de acumulación. El método de medición es muy sencillo. Siempre que se cuente el número de valores δ de verano desde la capa superficial hacia abajo y se mida la densidad de cada capa de nieve granular, se puede calcular la cantidad de acumulación anual.
Pero este método tiene grandes limitaciones. Está limitado en áreas perturbadas por ventisqueros y en glaciares templados donde las variaciones estacionales en los valores de δ están dominadas por inundaciones homogeneizantes o filtraciones de agua disuelta. Incluso la zona de glaciares que cumple con las condiciones de tasa de acumulación se limita a la parte superior. En profundidad, diversas fuerzas naturales, especialmente la presión vertical, tienen distintos grados de impacto en el espesor de la capa anual. La magnitud del impacto depende de la historia de los cambios de temperatura del glaciar, el espesor original de la nieve granular y la pendiente del hielo, por lo que el panorama es bastante complejo.
Sin embargo, en muchas zonas de Groenlandia y algunas zonas costeras de la Antártida, especialmente en las partes superiores de los glaciares, el uso de isótopos para determinar las tasas de acumulación aún puede dar resultados satisfactorios y creíbles.
(2) Citas Bingxin
Las citas siempre han sido un tema importante en la investigación paleoambiental. Sin datos ambientales a escala temporal, pierde por completo su significado y valor.
La base de la datación δ18O en núcleos de hielo es: el valor δ18O de la precipitación de verano es alto y el valor de δ18O de la precipitación invernal es bajo. Los ciclos de invierno y verano van y vienen, formando las características del ciclo del hielo. núcleo δ18O. La datación de núcleos de hielo se basa en calcular el valor máximo de δ en verano, pero sólo es válida cuando existe una diferencia significativa entre el valor δ de verano y el valor δ de invierno. Para el valor δ18O del núcleo de hielo, la diferencia no es inferior a 2, y para D, la diferencia no es inferior a 20, lo que satisface la resolución de edad. Por lo tanto, la datación de núcleos de hielo es especialmente adecuada para los glaciares polares altos, donde las variaciones estacionales en los valores del delta pueden conservarse durante miles de años.
Desde un punto de vista meteorológico y climatológico, este método se basa en el transporte y la condensación de agua en la atmósfera oceánica y, por tanto, es especialmente adecuado para zonas con grandes cambios estacionales de temperatura. La capa de hielo de la Antártida tiene altas latitudes y grandes diferencias de temperatura estacionales, lo que la convierte en un área ideal para la datación δ18O. Aunque la datación con información estacional δ18O es muy efectiva, existen algunos requisitos previos para la aplicación de este método: en primer lugar, la datación con δ18O es adecuada para áreas con alta acumulación de hielo y nieve; en segundo lugar, la datación con δ18O solo es adecuada para áreas con poco viento y nieve intacta; En las zonas cubiertas de hielo se puede conservar la señal estacional δ18O.
Según la investigación de Dansgaare, Johnson (1969, 1972, 1973) y Hammer et al (1978), la edad de Bing Xin (t) se puede calcular mediante la siguiente fórmula.
Geoquímica isotópica
Donde: τ representa un año; h es el espesor total de la capa de hielo; y es la distancia vertical entre la capa de hielo y el fondo de cada año; Se obtiene el espesor medio anual, que puede expresarse mediante El ciclo de variación anual del núcleo de hielo δ18O.
La edad del núcleo de hielo también se puede determinar contando el valor máximo máximo de δ en cada verano desde la tabla hacia abajo. Utilizando este método, se realizaron mediciones en dos núcleos de hielo de glaciares de Groenlandia: Dyez, un núcleo de hielo de 3401 m de profundidad formado entre 1233 y 1971 d.C. y Grete, un núcleo de hielo de 404 m de profundidad formado entre 1177 y 1973 d.C. Estas edades están dentro de unas pocas milésimas de porcentaje de error.
Como se mencionó anteriormente, este método solo se aplica a glaciares polares, no a glaciares templados. Deutsch (1966) y otros intentaron determinar la edad de los glaciares alpinos mediante este método, pero fracasaron, aunque encontraron que allí había una gran diferencia en los valores δ de las precipitaciones de invierno y verano. Pero hay excepciones. Por ejemplo, Koerner et al. (1973) dataron la capa de hielo de Meighen en el Ártico canadiense y determinaron que se formó a finales del período de Wisconsin debido al alto contenido de 18O allí.
(3) Isótopos del núcleo de hielo y paleoclima
La temperatura es el principal factor que controla la composición isotópica de la precipitación, lo que se refleja en los cambios estacionales de los isótopos. En otras palabras, la información sobre el cambio de los valores del isótopo δ almacenados en los perfiles de los núcleos de hielo puede, hasta cierto punto, reflejar cambios climáticos y ambientales en diferentes períodos del pasado.
El problema anterior fue planteado por primera vez por Dansgaard (1954), se llevó a cabo una extensa investigación y se obtuvo valiosa información.
Los datos más representativos son el perfil del núcleo de hielo a una profundidad de 1390 m en Camp Century en Groenlandia (Figura 15-20). En el perfil, la escala de tiempo está en milenios, y el patrón cambiante de los valores δ en el perfil refleja en detalle las condiciones climáticas de los períodos fríos y templados. Los valores bajos del delta se encuentran en períodos fríos y los valores altos del delta se encuentran en períodos templados. Los valores δ del perfil del núcleo de hielo muestran una distribución "[", que corresponde al período glacial en Wisconsin. Dado que Wisconsin ha tenido un clima frío durante todo el período glacial, sus valores de δ son generalmente bajos. Sin embargo, el bajo valor de δ en el perfil no se debe exclusivamente a factores climáticos. Puede haber efectos superpuestos, como un aumento en el espesor del hielo causado por las bajas temperaturas, el efecto de la altura de las precipitaciones y una tendencia de cambio de temperatura más baja. La línea de puntos de la figura es una corrección aproximada teniendo en cuenta la situación anterior.
Debido a la gran edad del hielo más profundo en la parte inferior, la amplitud relativa de los cambios estacionales anuales de δ en algunas secciones se vuelve más pequeña y la señal residual desaparece parcialmente, lo que hace imposible utilizar los valores de δ. en el hielo para tener citas. El núcleo de hielo más profundo de Groenlandia puede registrar más de 1 Ma de clima. Si se puede resolver la datación precisa de los núcleos de hielo profundos, los datos del perfil de 18O obtenidos de la perforación de núcleos de hielo en el fondo marino se pueden complementar con la Edad de Hielo de Emirliani.
Otro núcleo de hielo profundo se obtuvo durante una perforación en el hielo antártico. La longitud total del núcleo de hielo es de 2.000 metros y se ha medido el contenido de 18O en todo el núcleo de hielo. Sin embargo, debido a la lenta tasa de acumulación y la falta de variación estacional en los valores de δ, es difícil fecharlo y no se ha establecido ningún modelo adecuado. Pero las tendencias generales del cambio climático muestran que los hemisferios norte y sur son muy parecidos.
La importancia de estos estudios es que se pueden rastrear los cambios climáticos en la historia de la Tierra y esta información se puede utilizar para predecir el futuro. Johnson et al. (1970) utilizaron las fluctuaciones del valor δ de los perfiles de los núcleos de hielo en 1978 y 180 años para predecir el clima en los próximos 39 a 50 años. Si no se considera el impacto de las actividades humanas (como la contaminación), la temperatura aumentará inmediatamente después de 2010 ~ 2020, y los siguientes 10 ~ 2020.
¿Vatna, Islandia? El glaciar Kall es un tipo de glaciar templado con un núcleo de hielo de 415 m de largo obtenido del punto más alto.
Su estudio puede proporcionar información sobre el cambio climático a corto plazo. Las mediciones detalladas de deuterio en la parte superior del núcleo de hielo indican que el valor del delta del manto de nieve sólo se ve ligeramente afectado por la penetración de agua disuelta. A una profundidad de 20 m, consistente con 1963, los cambios anuales en los valores de δ son casi planos y el valor promedio de δ no tiene cambios significativos. Al comparar la información del valor δ registrada antes de 1960 con los datos meteorológicos islandeses, se puede ver que en 1920 y algunos años antes de 1948 a 1952, el valor δ también era menor cuando la temperatura promedio era relativamente baja. Aunque su duración es corta, puede proporcionar un registro del clima del Atlántico norte.
Debido a la falta de cambios estacionales obvios en los glaciares templados, los valores de δ no se pueden utilizar para la datación isotópica. Sin embargo, la situación de los glaciares islandeses es especial porque hay más de 50 metros de roca piroclástica en el núcleo de hielo de 415 m. Se conoce el momento de la erupción volcánica, por lo que puede ser útil para datar y proporcionar información climática a corto plazo.
(4) Modelo de isótopo de glaciar y flujo de hielo
El hielo es un material plástico que fluye montaña abajo bajo la acción de la gravedad y otras fuerzas. Reid (1896) propuso por primera vez el modelo de flujo normal de los glaciares. Según el modelo imaginado, la nieve depositada en la zona de acumulación se hunde y fluye pendiente abajo. El resultado del flujo es que la terminal de flujo de hielo en el área de ablación se convertirá en agua en la superficie más baja de la capa de hielo (Figura 15-21).
Figura 15-20 Los cambios paleoclimáticos reflejados por el valor δ del centro de hielo durante el siglo XX (basado en Dnsgaaard et al., 1974).
Figura 15-21 Diagrama esquemático del patrón de flujo de hielo (basado en Reid, 1896)
En la sección longitudinal del glaciar en la línea de nieve de grano normal, los cambios en el valor δ También se deben seguir las reglas asumidas anteriormente, es decir, la nieve depositada en el punto más alto del glaciar tiene el valor δ más bajo debido al efecto de altura del isótopo, por lo tanto, cuando se hunde y fluye, llega al final del flujo de hielo. En la zona de ablación, el hielo tiene el valor δ más bajo. Por otro lado, la nieve residual es más rica en isótopos pesados que la nieve de acumulación original, y su grado de homogeneización y enriquecimiento depende de la penetración del agua de deshielo en la capa de almacenamiento de nieve. En las zonas de acumulación más bajas, donde la nieve se derrite y se lleva más agua, la nieve granular será más rica en isótopos pesados que la nieve granular más arriba. Por tanto, el proceso de homogeneización en la zona de acumulación tiende a aumentar el gradiente delta. Debajo de la línea de nieve, el perfil del delta cambia exactamente al revés, ya que los valores más bajos del delta deberían estar más cerca del final debido al flujo de hielo. En la sección transversal, el valor delta aumenta gradualmente desde el pico hasta el borde, mientras que al perforar hielo debería disminuir al aumentar la profundidad. De esta manera, es posible establecer un modelo de flujo de hielo correspondiente utilizando el método del perfil de valor delta de isótopos.
Dansgaand (1961) utilizó métodos isotópicos para rastrear la ubicación de la formación del Iceberg No. 11 en el oeste de Groenlandia. Basándose en los cambios en el contenido de 18O, descubrió que los icebergs procedían de capas de hielo a una altura de 60 a 460 km en zonas del interior.
Además, el cambio climático puede cambiar la composición isotópica del área de acumulación en un área determinada y, a veces, es difícil mostrar las características del modelo de flujo de hielo isotópico, a lo que se debe prestar atención en la aplicación. .