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Núcleo de hielo

Un núcleo de hielo que se desliza lateralmente desde un barril de perforación.
Muestra de núcleo de hielo tomada de un taladro

Un núcleo de hielo es una muestra de núcleo que se extrae normalmente de una capa de hielo o de un glaciar de alta montaña . Dado que el hielo se forma a partir de la acumulación gradual de capas anuales de nieve, las capas inferiores son más antiguas que las superiores, y un núcleo de hielo contiene hielo formado a lo largo de un rango de años. Los núcleos se perforan con barrenas manuales (para pozos poco profundos) o con taladros eléctricos; pueden alcanzar profundidades de más de dos millas (3,2 km) y contener hielo de hasta 800.000 años de antigüedad.

Las propiedades físicas del hielo y del material atrapado en él se pueden utilizar para reconstruir el clima a lo largo del intervalo de edad del núcleo. Las proporciones de los diferentes isótopos de oxígeno e hidrógeno proporcionan información sobre las temperaturas antiguas , y el aire atrapado en pequeñas burbujas se puede analizar para determinar el nivel de gases atmosféricos como el dióxido de carbono . Dado que el flujo de calor en una gran capa de hielo es muy lento, la temperatura del pozo es otro indicador de la temperatura en el pasado. Estos datos se pueden combinar para encontrar el modelo climático que mejor se ajuste a todos los datos disponibles.

Las impurezas en los núcleos de hielo pueden depender de la ubicación. Es más probable que las áreas costeras incluyan material de origen marino, como iones de sal marina . Los núcleos de hielo de Groenlandia contienen capas de polvo arrastrado por el viento que se correlacionan con períodos fríos y secos del pasado, cuando los desiertos fríos eran arrasados ​​por el viento. Los elementos radiactivos , ya sea de origen natural o creados por pruebas nucleares , se pueden utilizar para datar las capas de hielo. Algunos eventos volcánicos que fueron lo suficientemente poderosos como para enviar material alrededor del mundo han dejado una huella en muchos núcleos diferentes que se puede utilizar para sincronizar sus escalas de tiempo.

Los núcleos de hielo se han estudiado desde principios del siglo XX, y se perforaron varios núcleos como resultado del Año Geofísico Internacional (1957-1958). Se alcanzaron profundidades de más de 400 m, un récord que se amplió en la década de 1960 a 2164 m en la estación Byrd en la Antártida. Los proyectos soviéticos de perforación de hielo en la Antártida incluyen décadas de trabajo en la estación Vostok , con el núcleo más profundo alcanzando los 3769 m. Se han completado numerosos otros núcleos profundos en la Antártida a lo largo de los años, incluido el proyecto de la capa de hielo de la Antártida occidental y los núcleos administrados por el British Antarctic Survey y la Expedición Científica Transantártica Internacional . En Groenlandia, una secuencia de proyectos de colaboración comenzó en la década de 1970 con el Proyecto de la capa de hielo de Groenlandia ; ha habido múltiples proyectos de seguimiento, con el más reciente, el Proyecto de núcleo de hielo de Groenlandia oriental , originalmente esperado para completar un núcleo profundo en el este de Groenlandia en 2020, pero desde entonces pospuesto. [1]

Estructura de las capas y núcleos de hielo

Un científico en un pozo de nieve
Toma de muestras de la superficie del glaciar Taku en Alaska. Hay una capa de nieve cada vez más densa entre la nieve de la superficie y el hielo azul del glaciar.

Un núcleo de hielo es una columna vertical que atraviesa un glaciar y que toma muestras de las capas que se formaron a través de un ciclo anual de nevadas y deshielo. [2] A medida que la nieve se acumula, cada capa presiona a las capas inferiores, haciéndolas más densas hasta que se convierten en firn . El firn no es lo suficientemente denso como para evitar que el aire escape; pero a una densidad de aproximadamente 830 kg/m 3 se convierte en hielo, y el aire en su interior se sella en burbujas que capturan la composición de la atmósfera en el momento en que se formó el hielo. [3] La profundidad a la que esto ocurre varía según la ubicación, pero en Groenlandia y la Antártida varía de 64 m a 115 m. [4] Debido a que la tasa de nevadas varía de un sitio a otro, la edad del firn cuando se convierte en hielo varía mucho. En Summit Camp en Groenlandia, la profundidad es de 77 m y el hielo tiene 230 años; en Dome C en la Antártida, la profundidad es de 95 m y la edad de 2500 años. [5] A medida que se van formando más capas, la presión aumenta y, a unos 1500 m, la estructura cristalina del hielo cambia de hexagonal a cúbica, lo que permite que las moléculas de aire se desplacen hacia los cristales cúbicos y formen un clatrato . Las burbujas desaparecen y el hielo se vuelve más transparente. [3]

Dos o tres pies de nieve pueden convertirse en menos de un pie de hielo. [3] El peso de arriba hace que las capas más profundas de hielo se adelgacen y fluyan hacia afuera. El hielo se pierde en los bordes del glaciar debido a los icebergs o al derretimiento en verano, y la forma general del glaciar no cambia mucho con el tiempo. [6] El flujo hacia afuera puede distorsionar las capas, por lo que es conveniente perforar núcleos de hielo profundos en lugares donde hay muy poco flujo. Estos se pueden localizar utilizando mapas de las líneas de flujo. [7]

Las impurezas del hielo proporcionan información sobre el entorno en el que se depositaron. Entre ellas se encuentran el hollín, las cenizas y otros tipos de partículas procedentes de incendios forestales y volcanes ; isótopos como el berilio-10 creado por los rayos cósmicos ; micrometeoritos ; y polen . [2] La capa más baja de un glaciar, llamada hielo basal, está formada con frecuencia por agua de deshielo subglacial que se ha vuelto a congelar. Puede tener hasta unos 20 m de espesor y, aunque tiene valor científico (por ejemplo, puede contener poblaciones microbianas subglaciales), [8] a menudo no retiene información estratigráfica. [9]

Los núcleos se suelen perforar en zonas como la Antártida y el centro de Groenlandia, donde la temperatura casi nunca es lo suficientemente cálida como para provocar el derretimiento, pero la luz solar del verano puede alterar la nieve. En las zonas polares, el Sol es visible día y noche durante el verano local e invisible durante todo el invierno. Puede hacer que parte de la nieve se sublime , dejando la capa superior menos densa. Cuando el Sol se acerca a su punto más bajo en el cielo, la temperatura desciende y se forma escarcha en la capa superior. Enterrada bajo la nieve de los años siguientes, la escarcha de grano grueso se comprime en capas más claras que la nieve del invierno. Como resultado, se pueden ver bandas alternas de hielo más claro y más oscuro en un núcleo de hielo. [10]

Perforación

Dibujo de un cilindro con dos bridas helicoidales a su alrededor y dientes cortantes en la parte inferior.
Barrena para hielo patentada en 1932; el diseño es muy similar a las barrenas modernas utilizadas para perforaciones poco profundas. [11]

Los núcleos de hielo se recogen cortando alrededor de un cilindro de hielo de una manera que permita sacarlo a la superficie. Los primeros núcleos se solían recoger con barrenas manuales y todavía se utilizan para perforaciones cortas. En 1932 se patentó un diseño de barrenas para núcleos de hielo y han cambiado poco desde entonces. Una barrena es esencialmente un cilindro con nervaduras metálicas helicoidales (conocidas como paletas) envueltas alrededor del exterior, en cuyo extremo inferior hay cuchillas de corte. Las barrenas manuales se pueden girar con un mango en T o un mango de refuerzo , y algunas se pueden conectar a taladros eléctricos de mano para impulsar la rotación. Con la ayuda de un trípode para bajar y subir la barrena, se pueden recuperar núcleos de hasta 50 m de profundidad, pero el límite práctico es de unos 30 m para las barrenas impulsadas por motor y menos para las barrenas manuales. Por debajo de esta profundidad, se utilizan taladros electromecánicos o térmicos. [11]

El aparato de corte de una perforadora se encuentra en el extremo inferior del barril de perforación, el tubo que rodea el núcleo a medida que la perforadora corta hacia abajo. Los recortes (trozos de hielo cortados por la perforadora) deben ser extraídos hacia el agujero y desechados o reducirán la eficiencia de corte de la perforadora. [12] Se pueden eliminar compactándolos en las paredes del agujero o en el núcleo, mediante la circulación de aire (perforación en seco), [12] [13] o mediante el uso de un fluido de perforación (perforación húmeda). [14] La perforación en seco está limitada a unos 400 m de profundidad, ya que por debajo de ese punto un agujero se cerraría a medida que el hielo se deforma por el peso del hielo que está encima. [15]

Los fluidos de perforación se eligen para equilibrar la presión de modo que el pozo permanezca estable. [13] El fluido debe tener una viscosidad cinemática baja para reducir el tiempo de viaje (el tiempo que se tarda en sacar el equipo de perforación del pozo y devolverlo al fondo del pozo). Dado que la recuperación de cada segmento de núcleo requiere viaje, una velocidad de viaje más lenta a través del fluido de perforación podría agregar un tiempo significativo a un proyecto, un año o más para un pozo profundo. El fluido debe contaminar el hielo lo menos posible; debe tener baja toxicidad , por seguridad y para minimizar el efecto sobre el medio ambiente; debe estar disponible a un costo razonable; y debe ser relativamente fácil de transportar. [16] Históricamente, ha habido tres tipos principales de fluidos de perforación de hielo: fluidos de dos componentes basados ​​en productos similares al queroseno mezclados con fluorocarbonos para aumentar la densidad; compuestos de alcohol, incluidas soluciones acuosas de etilenglicol y etanol ; y ésteres , incluido el acetato de n-butilo . Se han propuesto fluidos más nuevos, incluidos nuevos fluidos a base de ésteres, aceites de dimetilsiloxano de bajo peso molecular, ésteres de ácidos grasos y fluidos a base de queroseno mezclados con agentes de expansión de espuma. [17]

La perforación rotatoria es el principal método de perforación de minerales y también se ha utilizado para la perforación de hielo. Utiliza una cadena de tubos de perforación rotados desde la parte superior, y el fluido de perforación se bombea hacia abajo a través de la tubería y de regreso alrededor de ella. Los recortes se eliminan del fluido en la parte superior del pozo y luego el fluido se bombea hacia abajo. [14] Este enfoque requiere largos tiempos de viaje, ya que toda la cadena de perforación debe ser izada fuera del pozo, y cada tramo de tubería debe desconectarse por separado y luego volver a conectarse cuando se vuelve a insertar la cadena de perforación. [12] [18] Junto con las dificultades logísticas asociadas con llevar equipo pesado a las capas de hielo, esto hace que las perforadoras rotatorias tradicionales sean poco atractivas. [12] Por el contrario, las perforadoras con cable permiten la extracción del barril de núcleo del conjunto de perforación mientras aún está en el fondo del pozo. El barril de núcleo se iza a la superficie y se extrae el núcleo; el barril se baja nuevamente y se reconecta al conjunto de perforación. [19] Otra alternativa son las plataformas de perforación con tubos flexibles, en las que la columna de perforación es lo suficientemente flexible como para enrollarse cuando se encuentra en la superficie. Esto elimina la necesidad de desconectar y volver a conectar las tuberías durante un viaje. [18]

La parte inferior de un taladro de hielo
Cabezal de taladro mecánico, que muestra los dientes de corte

La necesidad de una cadena de tubos de perforación que se extienda desde la superficie hasta el fondo del pozo se puede eliminar suspendiendo todo el conjunto de perforación en un cable blindado que transmite energía al motor de perforación. Estas perforadoras suspendidas por cable se pueden utilizar tanto para pozos profundos como superficiales; requieren un dispositivo antitorsión, como resortes de láminas que presionan contra el pozo, para evitar que el conjunto de perforación gire alrededor del cabezal de perforación mientras corta el núcleo. [20] El fluido de perforación generalmente circula hacia abajo alrededor del exterior de la perforadora y hacia arriba entre el núcleo y el barril de núcleo; los recortes se almacenan en el conjunto de perforación, en una cámara sobre el núcleo. Cuando se recupera el núcleo, la cámara de recortes se vacía para la siguiente operación. Algunas perforadoras han sido diseñadas para recuperar un segundo núcleo anular fuera del núcleo central, y en estas perforadoras el espacio entre los dos núcleos se puede utilizar para la circulación. Las perforadoras suspendidas por cable han demostrado ser el diseño más confiable para la perforación en hielo profundo. [21] [22]

También se pueden utilizar taladros térmicos, que cortan el hielo calentando eléctricamente el cabezal del taladro, pero tienen algunas desventajas. Algunos han sido diseñados para trabajar en hielo frío; tienen un alto consumo de energía y el calor que producen puede degradar la calidad del núcleo de hielo recuperado. Los primeros taladros térmicos, diseñados para su uso sin fluido de perforación, estaban limitados en profundidad como resultado; las versiones posteriores se modificaron para trabajar en pozos llenos de fluido, pero esto ralentizó los tiempos de viaje y estos taladros conservaron los problemas de los modelos anteriores. Además, los taladros térmicos suelen ser voluminosos y pueden resultar poco prácticos de usar en áreas donde hay dificultades logísticas. Las modificaciones más recientes incluyen el uso de anticongelante , que elimina la necesidad de calentar el conjunto del taladro y, por lo tanto, reduce las necesidades de energía del taladro. [23] Los taladros de agua caliente utilizan chorros de agua caliente en el cabezal del taladro para derretir el agua alrededor del núcleo. Las desventajas son que es difícil controlar con precisión las dimensiones del pozo, el núcleo no se puede mantener estéril fácilmente y el calor puede causar un choque térmico en el núcleo. [24]

Al perforar en hielo templado, las perforadoras térmicas tienen una ventaja sobre las perforadoras electromecánicas (EM): el hielo derretido por la presión puede volver a congelarse en las brocas EM, lo que reduce la eficiencia de corte y puede obstruir otras partes del mecanismo. Las perforadoras EM también tienen más probabilidades de fracturar núcleos de hielo donde el hielo está sometido a una gran tensión. [25]

Al perforar pozos profundos, que requieren fluido de perforación, el pozo debe estar entubado (equipado con un revestimiento cilíndrico), ya que de lo contrario el fluido de perforación será absorbido por la nieve y el firn. El entubado tiene que llegar hasta las capas de hielo impermeables. Para instalar el entubado se puede utilizar una barrena poco profunda para crear un orificio piloto, que luego se ensancha (expande) hasta que sea lo suficientemente ancho para aceptar el entubado; también se puede utilizar una barrena de gran diámetro, evitando la necesidad de ensanchar. Una alternativa al entubado es utilizar agua en el pozo para saturar la nieve y el firn porosos; el agua eventualmente se convierte en hielo. [4]

Los investigadores científicos no tienen la misma demanda de núcleos de hielo de diferentes profundidades, lo que puede provocar una escasez de núcleos de hielo a determinadas profundidades. Para abordar este problema, se ha trabajado en una tecnología para perforar núcleos duplicados: núcleos adicionales, recuperados perforando la pared lateral del pozo, a profundidades de particular interés. Se recuperaron núcleos duplicados con éxito en la divisoria WAIS en la temporada de perforación 2012-2013, a cuatro profundidades diferentes. [26]

Grandes proyectos de extracción de núcleos

La logística de cualquier proyecto de extracción de núcleos es compleja porque los lugares suelen ser difíciles de alcanzar y pueden estar a gran altitud. Los proyectos más grandes requieren años de planificación y años de ejecución, y generalmente se llevan a cabo como consorcios internacionales. El proyecto EastGRIP , por ejemplo, que a partir de 2017 está perforando en el este de Groenlandia, está dirigido por el Centro para el Hielo y el Clima ( Instituto Niels Bohr , Universidad de Copenhague ) en Dinamarca , [27] e incluye representantes de 12 países en su comité directivo. [28] A lo largo de una temporada de perforación, decenas de personas trabajan en el campamento, [29] y el apoyo logístico incluye capacidades de transporte aéreo proporcionadas por la Guardia Nacional Aérea de EE. UU. , utilizando aviones de transporte Hércules propiedad de la Fundación Nacional de Ciencias . [30] En 2015, el equipo de EastGRIP trasladó las instalaciones del campamento de NEEM, un sitio anterior de perforación de núcleos de hielo de Groenlandia, al sitio de EastGRIP. [31] Se espera que la perforación continúe al menos hasta 2020. [32]

Procesamiento de núcleo

Científico de pie en un banco, cortando un núcleo de hielo
Serrado del núcleo GRIP

Con algunas variaciones entre proyectos, los siguientes pasos deben ocurrir entre la perforación y el almacenamiento final del núcleo de hielo. [33]

El taladro quita un anillo de hielo alrededor del núcleo pero no corta debajo de él. Un brazo de palanca accionado por resorte llamado perro sacanúcleos puede romper el núcleo y mantenerlo en su lugar mientras se lo lleva a la superficie. Luego, el núcleo se extrae del barril de perforación, generalmente colocándolo en posición horizontal para que pueda deslizarse hacia afuera sobre una superficie preparada. [33] El núcleo debe limpiarse del fluido de perforación a medida que se desliza hacia afuera; para el proyecto de extracción de núcleos WAIS Divide , se instaló un sistema de aspiración para facilitar esto. La superficie que recibe el núcleo debe estar alineada con la mayor precisión posible con el barril de perforación para minimizar la tensión mecánica en el núcleo, que puede romperse fácilmente. La temperatura ambiente se mantiene muy por debajo del punto de congelación para evitar un choque térmico. [34]

Se lleva un registro con información sobre el núcleo, incluyendo su longitud y la profundidad de la que fue extraído, y el núcleo puede ser marcado para mostrar su orientación. Normalmente se corta en secciones más cortas, la longitud estándar en los EE.UU. es de un metro. Los núcleos se almacenan entonces en el sitio, normalmente en un espacio por debajo del nivel de la nieve para simplificar el mantenimiento de la temperatura, aunque se puede utilizar refrigeración adicional. Si se debe extraer más fluido de perforación, se puede soplar aire sobre los núcleos. Se toman todas las muestras necesarias para el análisis preliminar. El núcleo se envasa entonces, a menudo en polietileno , y se almacena para su envío. Se añade embalaje adicional, incluyendo material de relleno. Cuando los núcleos se vuelan desde el sitio de perforación, la cabina de vuelo del avión no se calienta para ayudar a mantener una temperatura baja; cuando se transportan por barco deben mantenerse en una unidad de refrigeración. [34]

Existen varios lugares en el mundo que almacenan núcleos de hielo, como el Laboratorio Nacional de Núcleos de Hielo en los EE. UU. Estos lugares ponen a disposición muestras para su análisis. Una fracción sustancial de cada núcleo se archiva para futuros análisis. [34] [35]

Hielo quebradizo

En un rango de profundidad conocido como la zona de hielo frágil, las burbujas de aire quedan atrapadas en el hielo bajo una gran presión. Cuando el núcleo se lleva a la superficie, las burbujas pueden ejercer una tensión que excede la resistencia a la tracción del hielo, lo que da como resultado grietas y desprendimientos . [36] A mayores profundidades, el aire desaparece en clatratos y el hielo se vuelve estable nuevamente. [36] [37] En el sitio WAIS Divide, la zona de hielo frágil se encontraba entre los 520 m y los 1340 m de profundidad. [36]

La zona de hielo frágil suele dar muestras de peor calidad que el resto del núcleo. Se pueden tomar algunas medidas para aliviar el problema. Se pueden colocar revestimientos dentro del barril de perforación para encerrar el núcleo antes de llevarlo a la superficie, pero esto dificulta la limpieza del fluido de perforación. En la perforación de minerales, la maquinaria especial puede llevar muestras de núcleos a la superficie a la presión del fondo del pozo, pero esto es demasiado caro para las ubicaciones inaccesibles de la mayoría de los sitios de perforación. Mantener las instalaciones de procesamiento a temperaturas muy bajas limita los choques térmicos. Los núcleos son más frágiles en la superficie, por lo que otro enfoque es romperlos en longitudes de 1 m en el pozo. Extrudir el núcleo desde el barril de perforación hacia una red ayuda a mantenerlo unido si se rompe. Los núcleos frágiles también se dejan reposar en almacenamiento en el sitio de perforación durante algún tiempo, hasta un año completo entre temporadas de perforación, para permitir que el hielo se relaje gradualmente. [36] [38]

Datos de núcleos de hielo

Tener una cita

Se realizan muchos tipos diferentes de análisis en los núcleos de hielo, incluido el recuento visual de capas, pruebas de conductividad eléctrica y propiedades físicas, y ensayos para la inclusión de gases, partículas, radionucleidos y varias especies moleculares . Para que los resultados de estas pruebas sean útiles en la reconstrucción de paleoambientes , tiene que haber una forma de determinar la relación entre la profundidad y la edad del hielo. El enfoque más simple es contar las capas de hielo que corresponden a las capas anuales originales de nieve, pero esto no siempre es posible. Una alternativa es modelar la acumulación y el flujo de hielo para predecir cuánto tiempo tarda una nevada determinada en alcanzar una profundidad particular. Otro método es correlacionar los radionucleidos o rastrear los gases atmosféricos con otras escalas de tiempo como las periodicidades en los parámetros orbitales de la Tierra . [39]

Una dificultad en la datación de núcleos de hielo es que los gases pueden difundirse a través del firn, por lo que el hielo a una profundidad dada puede ser sustancialmente más antiguo que los gases atrapados en él. Como resultado, hay dos cronologías para un núcleo de hielo dado: una para el hielo y otra para los gases atrapados. Para determinar la relación entre los dos, se han desarrollado modelos para la profundidad a la que los gases están atrapados para una ubicación determinada, pero sus predicciones no siempre han resultado confiables. [40] [41] En lugares con muy pocas nevadas, como Vostok , la incertidumbre en la diferencia entre las edades del hielo y el gas puede ser de más de 1.000 años. [42]

La densidad y el tamaño de las burbujas atrapadas en el hielo proporcionan una indicación del tamaño del cristal en el momento en que se formó. El tamaño de un cristal está relacionado con su tasa de crecimiento, que a su vez depende de la temperatura, por lo que las propiedades de las burbujas se pueden combinar con información sobre las tasas de acumulación y la densidad de la firn para calcular la temperatura en la que se formó la firn. [43]

La datación por radiocarbono se puede utilizar para el carbono contenido en el CO2 atrapado.
2En las capas de hielo polares hay alrededor de 15–20 μg de carbono en forma de CO
2en cada kilogramo de hielo, y también puede haber partículas de carbonato provenientes del polvo arrastrado por el viento ( loess ). El CO
2Se puede aislar sublimando el hielo en vacío, manteniendo la temperatura lo suficientemente baja para evitar que el loess ceda carbono. Los resultados deben corregirse para la presencia de14C producido directamente en el hielo por los rayos cósmicos, y la cantidad de corrección depende en gran medida de la ubicación del núcleo de hielo. Correcciones para14
El carbono producido por las pruebas nucleares tiene un impacto mucho menor en los resultados. [44] El carbono presente en partículas también se puede datar separando y analizando los componentes orgánicos insolubles en agua del polvo. Las cantidades muy pequeñas que se encuentran normalmente requieren el uso de al menos 300 g de hielo, lo que limita la capacidad de la técnica para asignar con precisión una edad a las profundidades del núcleo. [45]

Las escalas de tiempo de los núcleos de hielo del mismo hemisferio se pueden sincronizar normalmente utilizando capas que incluyen material de eventos volcánicos. Es más difícil conectar las escalas de tiempo en diferentes hemisferios. El evento de Laschamp , una inversión geomagnética hace unos 40.000 años, se puede identificar en los núcleos; [46] [47] más allá de ese punto, las mediciones de gases como el CH
4( metano ) se puede utilizar para conectar la cronología de un núcleo de Groenlandia (por ejemplo) con un núcleo antártico. [48] [49] En los casos en que la tefra volcánica está intercalada con hielo, se puede fechar utilizando la datación argón/argón y, por lo tanto, proporcionar puntos fijos para datar el hielo. [50] [51] La desintegración del uranio también se ha utilizado para datar núcleos de hielo. [50] [52] Otro enfoque es utilizar técnicas de probabilidad bayesiana para encontrar la combinación óptima de múltiples registros independientes. Este enfoque se desarrolló en 2010 y desde entonces se ha convertido en una herramienta de software, DatIce. [53] [54]

El límite entre el Pleistoceno y el Holoceno , hace unos 11.700 años, está definido formalmente en la actualidad con referencia a los datos de los núcleos de hielo de Groenlandia. Las definiciones formales de los límites estratigráficos permiten a los científicos de diferentes lugares correlacionar sus hallazgos. Estos a menudo implican registros fósiles, que no están presentes en los núcleos de hielo, pero los núcleos tienen información paleoclimática extremadamente precisa que puede correlacionarse con otros indicadores climáticos. [55]

La datación de las capas de hielo ha demostrado ser un elemento clave para proporcionar fechas para los registros paleoclimáticos. Según Richard Alley , "en muchos sentidos, los núcleos de hielo son las 'piedras de Rosetta' que permiten el desarrollo de una red global de registros paleoclimáticos datados con precisión utilizando las mejores edades determinadas en cualquier lugar del planeta". [43]

Análisis visual

Una serie de bandas oscuras y claras, con flechas que identifican las bandas más claras.
Sección de 19 cm de largo de un núcleo de hielo GISP 2 de 1855 m que muestra la estructura de capas anuales iluminada desde abajo por una fuente de fibra óptica. La sección contiene 11 capas anuales con capas de verano (flechas) intercaladas entre capas de invierno más oscuras. [56]

Los núcleos muestran capas visibles, que corresponden a las nevadas anuales en el lugar del núcleo. Si se cavan un par de pozos en la nieve fresca con una pared delgada entre ellos y uno de los pozos está techado, un observador en el pozo techado verá las capas reveladas por la luz del sol que brilla a través de ellos. Un pozo de seis pies puede mostrar desde menos de un año de nieve hasta varios años de nieve, dependiendo de la ubicación. Los postes que se dejan en la nieve de un año a otro muestran la cantidad de nieve acumulada cada año, y esto se puede utilizar para verificar que la capa visible en un pozo de nieve corresponde a la nevada de un solo año. [57]

En Groenlandia central, un año típico puede producir entre 60 y 90 centímetros de nieve en invierno, además de unos cuantos centímetros de nieve en verano. Cuando ésta se convierte en hielo, las dos capas no suman más de 30 centímetros de hielo. Las capas correspondientes a la nieve de verano contienen burbujas más grandes que las capas de invierno, por lo que las capas alternadas permanecen visibles, lo que permite contar hacia atrás un núcleo y determinar la edad de cada capa. [58] A medida que aumenta la profundidad hasta el punto en que la estructura del hielo cambia a un clatrato, las burbujas ya no son visibles y las capas ya no se pueden ver. Las capas de polvo ahora pueden volverse visibles. El hielo de los núcleos de Groenlandia contiene polvo transportado por el viento; el polvo aparece con mayor intensidad a fines del invierno y aparece como capas grises nubladas. Estas capas son más fuertes y más fáciles de ver en momentos del pasado cuando el clima de la Tierra era frío, seco y ventoso. [59]

Cualquier método de recuento de capas acaba encontrando dificultades, ya que el flujo del hielo hace que las capas se vuelvan más delgadas y difíciles de ver a medida que aumenta la profundidad. [60] El problema es más agudo en lugares donde la acumulación es alta; los sitios de baja acumulación, como la Antártida central, deben datarse mediante otros métodos. [61] Por ejemplo, en Vostok, el recuento de capas solo es posible hasta una edad de 55.000 años. [62]

Cuando hay deshielo en verano, la nieve derretida se vuelve a congelar en las capas inferiores de la nieve y el firn, y la capa de hielo resultante tiene muy pocas burbujas, por lo que es fácil de reconocer en un examen visual de un núcleo. La identificación de estas capas, tanto visualmente como midiendo la densidad del núcleo en relación con la profundidad, permite el cálculo de un porcentaje de características de deshielo (MF): un MF del 100% significaría que el depósito de nieve de cada año mostró evidencia de deshielo. Los cálculos de MF se promedian en varios sitios o períodos de tiempo prolongados para suavizar los datos. Los gráficos de datos de MF a lo largo del tiempo revelan variaciones en el clima y han demostrado que desde fines del siglo XX las tasas de deshielo han ido aumentando. [63] [64]

Además de la inspección manual y el registro de las características identificadas en una inspección visual, los núcleos se pueden escanear ópticamente para disponer de un registro visual digital. Esto requiere que el núcleo se corte a lo largo, de modo que se cree una superficie plana. [65]

Análisis isotópico

La composición isotópica del oxígeno en un núcleo se puede utilizar para modelar el historial de temperatura de la capa de hielo. El oxígeno tiene tres isótopos estables:16Oh ,17O y18O . [66] La relación entre18
O y16
O indica la temperatura cuando cayó la nieve. [67] Porque16
O es más ligero que18
O , agua que contiene16
Es ligeramente más probable que el O se convierta en vapor y el agua que lo contiene18
Es ligeramente más probable que el O se condense a partir del vapor y forme cristales de lluvia o nieve. A temperaturas más bajas, la diferencia es más pronunciada. El método estándar para registrar la18
O /16
La relación O es restar la relación en un estándar conocido como agua oceánica media estándar (SMOW): [67]

donde el signo ‰ indica partes por mil . [67] Una muestra con el mismo18
O /16
La relación O ya que SMOW tiene un δ 18 Ode 0‰; una muestra que está agotada en18
O tiene un δ 18 O negativo. [67] Combinando el δ 18 OLas mediciones de una muestra de núcleo de hielo con la temperatura del pozo a la profundidad de la que procede proporcionan información adicional, que en algunos casos conduce a correcciones significativas de las temperaturas deducidas del δ 18 Odatos. [68] [69] No todos los pozos pueden utilizarse en estos análisis. Si el sitio ha experimentado un derretimiento significativo en el pasado, el pozo ya no conservará un registro preciso de la temperatura. [70]

Las proporciones de hidrógeno también se pueden utilizar para calcular un historial de temperaturas. Deuterio (2
H o D) es más pesado que el hidrógeno (1
H ) y hace que el agua tenga más probabilidades de condensarse y menos probabilidades de evaporarse. A δLa relación D se puede definir de la misma manera que δ 18 O. [71] [72] Existe una relación lineal entre δ 18 Oy δ D: [73]

donde d es el exceso de deuterio. En un principio se pensó que esto significaba que no era necesario medir ambas proporciones en un núcleo determinado, pero en 1979 Merlivat y Jouzel demostraron que el exceso de deuterio refleja la temperatura, la humedad relativa y la velocidad del viento del océano donde se originó la humedad. Desde entonces se ha acostumbrado a medir ambas. [73]

Los registros de isótopos de agua, analizados en núcleos de Camp Century y Dye 3 en Groenlandia, fueron fundamentales para el descubrimiento de los eventos Dansgaard-Oeschger : calentamiento rápido al inicio de un período interglacial , seguido de un enfriamiento más lento. [74] Se han estudiado otras proporciones isotópicas, por ejemplo, la proporción entre13
C y12
El C puede proporcionar información sobre cambios pasados ​​en el ciclo del carbono . La combinación de esta información con registros de niveles de dióxido de carbono, también obtenidos de núcleos de hielo, proporciona información sobre los mecanismos detrás de los cambios en el CO
2con el tiempo. [75]

Muestreo paleoatmosférico

Tres gráficos dispuestos uno sobre el otro; se puede ver visualmente que el CO2 y la temperatura están correlacionados; el gráfico de polvo está inversamente correlacionado con los otros dos.
Gráfico de CO2 ( verde), temperatura reconstruida (azul) y polvo (rojo) del núcleo de hielo de Vostok durante los últimos 420.000 años
Gráfico que muestra la relación entre la profundidad debajo de la superficie y la fracción de concentración en la superficie, para múltiples gases.
Gases que agotan la capa de ozono en Groenlandia [76]

En la década de 1960 se entendió que el análisis del aire atrapado en los núcleos de hielo proporcionaría información útil sobre la paleoatmósfera , pero no fue hasta finales de la década de 1970 que se desarrolló un método de extracción confiable. Los primeros resultados incluyeron una demostración de que el CO
2La concentración de CO2 en el aire era un 30% menor en el último máximo glacial que justo antes del comienzo de la era industrial. Investigaciones posteriores han demostrado una correlación fiable entre el CO2 y la atmósfera.
2niveles y la temperatura calculada a partir de datos de isótopos de hielo. [77]

Porque CH
4(metano) se produce en lagos y humedales , la cantidad en la atmósfera está correlacionada con la fuerza de los monzones , que a su vez están correlacionados con la fuerza de la insolación de verano en latitudes bajas . Dado que la insolación depende de los ciclos orbitales , para los cuales se dispone de una escala de tiempo de otras fuentes, CH
4se puede utilizar para determinar la relación entre la profundidad del núcleo y la edad. [61] [62] N
2Los niveles de O (óxido nitroso) también están correlacionados con los ciclos glaciares, aunque a bajas temperaturas el gráfico difiere un poco del de CO
2y CH
4gráficos. [77] [78] De manera similar, la relación entre N
2(nitrógeno) y O
2(oxígeno) se puede utilizar para datar núcleos de hielo: a medida que el aire queda atrapado gradualmente por la nieve que se convierte en firn y luego en hielo, O
2se pierde más fácilmente que N
2, y la cantidad relativa de O
2se correlaciona con la fuerza de la insolación local de verano. Esto significa que el aire atrapado retiene, en la proporción de O
2A N
2, un registro de la insolación de verano, y por lo tanto la combinación de estos datos con los datos del ciclo orbital establece un esquema de datación de núcleos de hielo. [61] [79]

La difusión dentro de la capa firn provoca otros cambios que se pueden medir. La gravedad hace que las moléculas más pesadas se enriquezcan en la parte inferior de una columna de gas, y la cantidad de enriquecimiento depende de la diferencia de masa entre las moléculas. Las temperaturas más frías hacen que las moléculas más pesadas se enriquezcan más en la parte inferior de una columna. Estos procesos de fraccionamiento en el aire atrapado, determinados por la medición de la15
N /14
La relación N y de neón , criptón y xenón se han utilizado para inferir el espesor de la capa de firn y determinar otra información paleoclimática como las temperaturas medias pasadas del océano. [69] Algunos gases como el helio pueden difundirse rápidamente a través del hielo, por lo que puede ser necesario realizar pruebas para estos "gases fugitivos" a los pocos minutos de que se extraiga el núcleo para obtener datos precisos. [34] Los clorofluorocarbonos (CFC), que contribuyen al efecto invernadero y también causan pérdida de ozono en la estratosfera , [80] se pueden detectar en núcleos de hielo después de aproximadamente 1950; casi todos los CFC en la atmósfera fueron creados por la actividad humana. [80] [81]

Los núcleos de Groenlandia, durante épocas de transición climática, pueden mostrar un exceso de CO 2 en las burbujas de aire cuando se analizan, debido a la producción de CO 2 por impurezas ácidas y alcalinas. [82]

Glacioquímica

La nieve de verano en Groenlandia contiene algo de sal marina, arrastrada por el viento desde las aguas circundantes; hay menos en invierno, cuando gran parte de la superficie del mar está cubierta por hielo. De manera similar, el peróxido de hidrógeno solo aparece en la nieve de verano porque su producción en la atmósfera requiere luz solar. Estos cambios estacionales se pueden detectar porque provocan cambios en la conductividad eléctrica del hielo. Colocando dos electrodos con un alto voltaje entre ellos en la superficie del núcleo de hielo se obtiene una medición de la conductividad en ese punto. Arrastrándolos a lo largo del núcleo y registrando la conductividad en cada punto, se obtiene un gráfico que muestra una periodicidad anual. Estos gráficos también identifican cambios químicos causados ​​por eventos no estacionales, como incendios forestales y grandes erupciones volcánicas. Cuando se puede identificar un evento volcánico conocido, como la erupción de Laki en Islandia en 1783, en el registro del núcleo de hielo, se proporciona una verificación cruzada de la edad determinada por el recuento de capas. [83] El material de Laki se puede identificar en los núcleos de hielo de Groenlandia, pero no se extendió hasta la Antártida; La erupción de Tambora en Indonesia en 1815 inyectó material en la estratosfera y puede identificarse en núcleos de hielo de Groenlandia y la Antártida. Si no se conoce la fecha de la erupción, pero puede identificarse en múltiples núcleos, entonces la datación del hielo puede a su vez dar una fecha para la erupción, que luego puede usarse como capa de referencia. [84] Esto se hizo, por ejemplo, en un análisis del clima para el período de 535 a 550 d. C., que se pensó que estaba influenciado por una erupción tropical desconocida en aproximadamente 533 d. C.; pero que resultó ser causada por dos erupciones, una en 535 o principios de 536 d. C., y una segunda en 539 o 540 d. C. [85] También hay puntos de referencia más antiguos, como la erupción de Toba hace unos 72.000 años. [84]

Se han detectado muchos otros elementos y moléculas en los núcleos de hielo. [86] En 1969, se descubrió que los niveles de plomo en el hielo de Groenlandia habían aumentado en un factor de más de 200 desde los tiempos preindustriales, y también se han registrado aumentos en otros elementos producidos por procesos industriales, como el cobre , el cadmio y el zinc . [87] La ​​presencia de ácido nítrico y sulfúrico ( HNO3y H
2ENTONCES
4) en la precipitación se puede demostrar que está correlacionada con el aumento de la combustión de combustible a lo largo del tiempo. Metanosulfonato (MSA) ( CH
3ENTONCES−
3) es producido en la atmósfera por organismos marinos, por lo que los registros de núcleos de hielo de MSA proporcionan información sobre la historia del entorno oceánico. Tanto el peróxido de hidrógeno ( H
2Oh
2) y formaldehído ( HCHO ), junto con moléculas orgánicas como el negro de carbono que están vinculadas a las emisiones de la vegetación y los incendios forestales. [86] Algunas especies, como el calcio y el amonio , muestran una fuerte variación estacional. En algunos casos hay contribuciones de más de una fuente a una especie dada: por ejemplo, Ca ++ proviene tanto del polvo como de fuentes marinas; la entrada marina es mucho mayor que la entrada de polvo y, por lo tanto, aunque las dos fuentes alcanzan su pico en diferentes momentos del año, la señal general muestra un pico en el invierno, cuando la entrada marina está en un máximo. [88] Las señales estacionales pueden borrarse en sitios donde la acumulación es baja, por los vientos superficiales; en estos casos no es posible fechar capas individuales de hielo entre dos capas de referencia. [89]

Algunas de las especies químicas depositadas pueden interactuar con el hielo, por lo que lo que se detecta en un núcleo de hielo no es necesariamente lo que se depositó originalmente. Algunos ejemplos son el HCHO y el H
2Oh
2Otra complicación es que en zonas con bajas tasas de acumulación, la deposición de la niebla puede aumentar la concentración en la nieve, a veces hasta el punto en que la concentración atmosférica podría sobreestimarse por un factor de dos. [90]

Radionucleidos

Gráfico que muestra la abundancia de 36Cl en función de la profundidad de la nieve, mostrando un pico en el momento de las pruebas nucleares sobre la superficie
36 Cl de pruebas nucleares de la década de 1960 en el hielo de un glaciar de EE.UU.

Los rayos cósmicos galácticos producen10
Estar en la atmósfera a una velocidad que depende del campo magnético solar. La fuerza del campo está relacionada con la intensidad de la radiación solar , por lo que el nivel de10
Estar en la atmósfera es un indicador del clima. La espectrometría de masas con aceleradores puede detectar los niveles bajos de10
En los núcleos de hielo hay unos 10.000 átomos en un gramo de hielo, y estos pueden utilizarse para proporcionar registros a largo plazo de la actividad solar. [92] El tritio (3
H ), creado por pruebas de armas nucleares en los años 1950 y 1960, se ha identificado en núcleos de hielo, [93] y tanto 36 Cl como239Se han encontrado Pu en núcleos de hielo en la Antártida y Groenlandia. [94] [95] [96] El cloro-36, que tiene una vida media de 301.000 años, se ha utilizado para datar núcleos, al igual que el criptón (85Kr , con una vida media de 11 años), plomo (210
Pb , 22 años) y silicio (32Si , 172 años). [89]

Otras inclusiones

Los meteoritos y micrometeoritos que caen sobre el hielo polar a veces se concentran por procesos ambientales locales. Por ejemplo, hay lugares en la Antártida donde los vientos evaporan el hielo de la superficie, concentrando los sólidos que quedan atrás, incluidos los meteoritos. Los estanques de agua de deshielo también pueden contener meteoritos. En la Estación del Polo Sur , el hielo de un pozo se derrite para proporcionar un suministro de agua, dejando atrás micrometeoritos. Estos han sido recogidos por un "aspirador" robótico y examinados, lo que ha llevado a mejores estimaciones de su flujo y distribución de masa. [97] El pozo no es un núcleo de hielo, pero se conoce la edad del hielo que se derritió, por lo que se puede determinar la edad de las partículas recuperadas. El pozo se vuelve unos 10 m más profundo cada año, por lo que los micrometeoritos recogidos en un año determinado son unos 100 años más antiguos que los del año anterior. [98] El polen , un componente importante de los núcleos de sedimentos, también se puede encontrar en los núcleos de hielo. Proporciona información sobre los cambios en la vegetación. [99]

Propiedades físicas

Además de las impurezas de un núcleo y la composición isotópica del agua, se examinan las propiedades físicas del hielo. Características como el tamaño de los cristales y la orientación de los ejes pueden revelar la historia de los patrones de flujo de hielo en la capa de hielo. El tamaño de los cristales también se puede utilizar para determinar las fechas, aunque solo en núcleos poco profundos. [100]

Historia

Primeros años

Un hombre en una pasarela entre dos estanterías altas cargadas con muestras de núcleos de hielo.
Un almacén de muestras de núcleos

En 1841 y 1842, Louis Agassiz perforó pozos en el Unteraargletscher en los Alpes ; estos fueron perforados con barras de hierro y no produjeron núcleos. El pozo más profundo logrado fue de 60 m. En la expedición antártica de Erich von Drygalski en 1902 y 1903, se perforaron pozos de 30 m en un iceberg al sur de las islas Kerguelen y se tomaron lecturas de temperatura. El primer científico en crear una herramienta de muestreo de nieve fue James E. Church , descrito por Pavel Talalay como "el padre de la medición moderna de la nieve". En el invierno de 1908-1909, Church construyó tubos de acero con ranuras y cabezales de corte para recuperar núcleos de nieve de hasta 3 m de largo. Hoy en día se utilizan dispositivos similares, modificados para permitir el muestreo a una profundidad de aproximadamente 9 m. Simplemente se empujan en la nieve y se giran con la mano. [101]

El primer estudio sistemático de las capas de nieve y firn fue realizado por Ernst Sorge, quien formó parte de la Expedición Alfred Wegener al centro de Groenlandia en 1930-1931. Sorge cavó un pozo de 15 m para examinar las capas de nieve, y sus resultados fueron formalizados más tarde en la Ley de Densificación de Sorge por Henri Bader, quien continuó realizando trabajos de extracción de núcleos adicionales en el noroeste de Groenlandia en 1933. [102] A principios de la década de 1950, una expedición SIPRE tomó muestras de pozos en gran parte de la capa de hielo de Groenlandia, obteniendo datos tempranos de la relación isotópica del oxígeno. Otras tres expediciones en la década de 1950 comenzaron el trabajo de extracción de núcleos de hielo: una Expedición Antártica conjunta noruego-británica-sueca (NBSAE), en la Tierra de la Reina Maud en la Antártida; el Proyecto de Investigación del Campo de Hielo de Juneau (JIRP), en Alaska ; y Expéditions Polaires Françaises, en el centro de Groenlandia. La calidad del núcleo era deficiente, pero se realizó algún trabajo científico sobre el hielo recuperado. [103]

El Año Geofísico Internacional (1957-1958) vio aumentar la investigación en glaciología en todo el mundo, siendo uno de los objetivos de investigación de alta prioridad los núcleos profundos en las regiones polares. SIPRE realizó pruebas de perforación piloto en 1956 (a 305 m) y 1957 (a 411 m) en el Sitio 2 en Groenlandia; el segundo núcleo, con el beneficio de la experiencia de perforación del año anterior, se recuperó en mucho mejor estado, con menos huecos. [104] En la Antártida, se perforó un núcleo de 307 m en la Estación Byrd en 1957-1958, y un núcleo de 264 m en Little America V , en la Plataforma de Hielo Ross , el año siguiente. [105] El éxito de la perforación de núcleos de hielo del IGY condujo a un mayor interés en mejorar las capacidades de extracción de núcleos de hielo, y fue seguido por un proyecto CRREL en Camp Century, donde a principios de la década de 1960 se perforaron tres pozos, el más profundo llegando a la base de la capa de hielo a 1387 m en julio de 1966. [106] El taladro utilizado en Camp Century fue luego a la Estación Byrd, donde se perforó un pozo de 2164 m hasta el lecho de roca antes de que el taladro se congelara en el pozo por el agua de deshielo del subhielo y tuviera que ser abandonado. [107]

Los proyectos franceses, australianos y canadienses de los años 1960 y 1970 incluyen un núcleo de 905 m en Dome C en la Antártida, perforado por CNRS ; núcleos en Law Dome perforados por ANARE , comenzando en 1969 con un núcleo de 382 m; y núcleos de la capa de hielo de Devon recuperados por un equipo canadiense en los años 1970. [108]

Núcleos profundos de la Antártida

Gráfico que muestra los niveles de CO2, resaltado para indicar los ciclos glaciares.
Datos compuestos del Domo C, niveles de CO2 ( ppm) que se remontan a casi 800.000 años y ciclos glaciares relacionados.

Los proyectos soviéticos de perforación de hielo comenzaron en la década de 1950, en la Tierra de Francisco José , los Urales , Nueva Zembla y en Mirny y Vostok en la Antártida; no todos estos primeros pozos recuperaron núcleos. [109] Durante las décadas siguientes, el trabajo continuó en múltiples lugares de Asia. [110] La perforación en la Antártida se centró principalmente en Mirny y Vostok, con una serie de pozos profundos en Vostok iniciados en 1970. [111] El primer pozo profundo en Vostok alcanzó los 506,9 m en abril de 1970; en 1973 se había alcanzado una profundidad de 952 m. Un pozo posterior, Vostok 2, perforado entre 1971 y 1976, alcanzó los 450 m, y Vostok 3 alcanzó los 2202 m en 1985 después de seis temporadas de perforación. [112] El Vostok 3 fue el primer núcleo que recuperó hielo del período glaciar anterior, hace 150.000 años. [113] La perforación se interrumpió por un incendio en el campamento en 1982, pero se comenzó a perforar más en 1984, alcanzando finalmente los 2546 m en 1989. Un quinto núcleo de Vostok se inició en 1990, alcanzó los 3661 m en 2007, y luego se extendió a 3769 m. [108] [113] La edad estimada del hielo es de 420.000 años a 3310 m de profundidad; por debajo de ese punto es difícil interpretar los datos de manera confiable debido a la mezcla del hielo. [114]

Comparación de los núcleos de hielo de EPICA Dome C y Vostok

EPICA , una colaboración europea de extracción de núcleos de hielo, se formó en la década de 1990, y se perforaron dos pozos en la Antártida Oriental: uno en Dome C, que alcanzó los 2871 m en solo dos temporadas de perforación, pero que tardó otros cuatro años en alcanzar el lecho rocoso a 3260 m; y uno en la estación Kohnen , que alcanzó el lecho rocoso a 2760 m en 2006. El núcleo de Dome C tuvo tasas de acumulación muy bajas, lo que significa que el registro climático se extendió mucho; al final del proyecto, los datos utilizables se extendieron hasta hace 800.000 años. [114]

Otros núcleos antárticos profundos incluyeron un proyecto japonés en Dome F , que alcanzó los 2503 m en 1996, con una edad estimada de 330.000 años para la parte inferior del núcleo; y un pozo posterior en el mismo sitio que alcanzó los 3035 m en 2006, que se estima que alcanzó hielo de 720.000 años de antigüedad. [114] Los equipos estadounidenses perforaron en la estación McMurdo en la década de 1990, y en Taylor Dome (554 m en 1994) y Siple Dome (1004 m en 1999), y ambos núcleos alcanzaron hielo del último período glacial. [114] [115] El proyecto de la capa de hielo de la Antártida occidental (WAIS), completado en 2011, alcanzó los 3405 m; el sitio tiene una gran acumulación de nieve, por lo que el hielo solo se remonta a 62.000 años, pero como consecuencia, el núcleo proporciona datos de alta resolución para el período que cubre. [61] Se perforó un núcleo de 948 m en la isla Berkner mediante un proyecto administrado por el British Antarctic Survey entre 2002 y 2005, que se extendió hasta el último período glacial; [61] y un proyecto ITASE administrado por Italia completó un núcleo de 1620 m en Talos Dome en 2007. [61] [116]

En 2016, se recuperaron núcleos de hielo de las colinas Allan en la Antártida, en una zona donde yacía hielo antiguo cerca de la superficie. Los núcleos se dataron mediante datación de potasio-argón; la datación tradicional de núcleos de hielo no es posible porque no estaban presentes todas las capas. Se descubrió que el núcleo más antiguo incluía hielo de hace 2,7 millones de años, con diferencia el hielo más antiguo datado hasta ahora a partir de un núcleo. [117]

Núcleos profundos de Groenlandia

En 1970, comenzaron las discusiones científicas que dieron como resultado el Proyecto de la Capa de Hielo de Groenlandia (GISP), una investigación multinacional sobre la capa de hielo de Groenlandia que duró hasta 1981. Se necesitaron años de trabajo de campo para determinar la ubicación ideal para un núcleo profundo; el trabajo de campo incluyó varios núcleos de profundidad intermedia, en Dye 3 (372 m en 1971), Milcent (398 m en 1973) y Creta (405 m en 1974), entre otros. Se seleccionó una ubicación en el centro-norte de Groenlandia como ideal, pero las limitaciones financieras obligaron al grupo a perforar en Dye 3 en su lugar, comenzando en 1979. El pozo alcanzó el lecho de roca a 2037 m, en 1981. Finalmente, dos pozos, a 30 km de distancia, fueron perforados en la ubicación del centro-norte a principios de la década de 1990 por dos grupos: GRIP , un consorcio europeo, y GISP-2, un grupo de universidades estadounidenses. GRIP alcanzó el lecho rocoso a 3029 m en 1992, y GISP-2 alcanzó el lecho rocoso a 3053 m el año siguiente. [118] Ambos núcleos se limitaron a unos 100.000 años de información climática, y dado que se pensó que esto estaba relacionado con la topografía de la roca subyacente a la capa de hielo en los sitios de perforación, se seleccionó un nuevo sitio 200 km al norte de GRIP, y se lanzó un nuevo proyecto, NorthGRIP , como un consorcio internacional liderado por Dinamarca. La perforación comenzó en 1996; el primer pozo tuvo que abandonarse a 1400 m en 1997, y se comenzó un nuevo pozo en 1999, alcanzando los 3085 m en 2003. El pozo no alcanzó el lecho rocoso, sino que terminó en un río subglacial. El núcleo proporcionó datos climáticos de hace 123.000 años, que cubrieron parte del último período interglacial. El proyecto NEEM (North Greenland Eemian ) recuperó un núcleo de 2537 m en 2010 de un sitio más al norte, ampliando el registro climático a 128.500 años atrás; [113] NEEM fue seguido por EastGRIP , que comenzó en 2015 en el este de Groenlandia y estaba previsto que se completara en 2020. [119] En marzo de 2020, la campaña de campo EGRIP 2020 se canceló debido a la pandemia de COVID-19 en curso . EastGRIP reabrió para el trabajo de campo en 2022, donde el CryoEgg alcanzó nuevas profundidades en el hielo, bajo presiones superiores a 200 bar y temperaturas de alrededor de -30 °C. [120] [121]

Núcleos no polares

Se han extraído núcleos de hielo en lugares alejados de los polos, en particular en el Himalaya y los Andes . Algunos de estos núcleos se remontan al último período glacial, pero son más importantes como registros de eventos de El Niño y de temporadas de monzones en el sur de Asia. [61] También se han extraído núcleos en el monte Kilimanjaro , [61] en los Alpes, [61] y en Indonesia, [122] Nueva Zelanda, [123] Islandia, [124] Escandinavia, [125] Canadá, [126] y los EE. UU. [127]

Planes futuros

La IPICS (International Partnerships in Ice Core Sciences) ha elaborado una serie de documentos técnicos que describen los desafíos y objetivos científicos futuros para la comunidad científica de los núcleos de hielo. Entre ellos se incluyen los siguientes planes: [128]

Se ha descubierto que el calentamiento del clima crea agua de deshielo glacial que arrastra capas ordenadas temporalmente de aerosoles atrapados que los investigadores utilizan como un registro histórico de eventos ambientales. [129] La Ice Memory Foundation planea almacenar núcleos de hielo adicionales en la Antártida antes de esta inminente pérdida de datos. [129]

Véase también

Referencias

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Fuentes

Enlaces externos

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