Un núcleo de hielo es una muestra de núcleo que normalmente se extrae de una capa de hielo o de un glaciar de alta montaña . Dado que el hielo se forma a partir de la acumulación incremental 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 varios años. Los núcleos se perforan con barrenas manuales (para agujeros poco profundos) o taladros eléctricos; pueden alcanzar profundidades de más de 3,2 km (dos millas) y contener hielo de hasta 800.000 años de antigüedad.
Las propiedades físicas del hielo y del material atrapado en él pueden utilizarse para reconstruir el clima en el rango de edad del núcleo. Las proporciones de diferentes isótopos de oxígeno e hidrógeno proporcionan información sobre las temperaturas antiguas , y el aire atrapado en pequeñas burbujas puede analizarse 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 zonas 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 azotados por el viento. Para fechar las capas de hielo se pueden utilizar elementos radiactivos , ya sea de origen natural o creados mediante pruebas nucleares . Algunos eventos volcánicos que fueron lo suficientemente poderosos como para enviar material alrededor del mundo han dejado una huella en muchos núcleos diferentes que pueden usarse 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 , cuyo núcleo más profundo alcanza los 3769 m. A lo largo de los años se han completado muchos otros núcleos profundos en la Antártida, incluido el proyecto de la Capa de Hielo de la Antártida Occidental y núcleos gestionados por el British Antártico Survey y la Expedición Científica Internacional Transantártica . 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, y el más reciente, el Proyecto de núcleo de hielo del este de Groenlandia , originalmente se esperaba que completara un núcleo profundo en el este de Groenlandia en 2020, pero desde entonces se pospuso. [1]
Un núcleo de hielo es una columna vertical a través de un glaciar, que toma muestras de las capas que se formaron a través de un ciclo anual de nevadas y derretimiento. [2] A medida que la nieve se acumula, cada capa presiona las capas inferiores, haciéndolas más densas hasta que se vuelven firmes . El pino no es lo suficientemente denso como para impedir que se escape el aire; pero a una densidad de unos 830 kg/m 3 se convierte en hielo y el aire de su interior queda sellado 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 oscila entre 64 ma 115 m. [4] Debido a que la tasa de nevadas varía de un sitio a otro, la edad de la nieve 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 el Domo C en la Antártida la profundidad es de 95 my la edad de 2500 años. [5] A medida que se acumulan más capas, la presión aumenta y, aproximadamente a 1500 m, la estructura cristalina del hielo cambia de hexagonal a cúbica, lo que permite que las moléculas de aire se muevan 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 deshielo 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 deseable 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 medio ambiente desde el momento en que fueron depositadas. Entre ellos se incluyen el hollín, las cenizas y otros tipos de partículas procedentes de incendios forestales y volcanes ; isótopos como el berilio-10 creado por rayos cósmicos ;micrometeoritos ; y polen . [2] La capa más baja de un glaciar, llamada hielo basal, frecuentemente está formada 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 a menudo se perforan en áreas como la Antártida y el centro de Groenlandia, donde la temperatura casi nunca es lo suficientemente cálida como para provocar el derretimiento, pero el sol del verano aún 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 un poco de nieve se sublime , dejando la pulgada 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 ligeras que la nieve del invierno. Como resultado, en un núcleo de hielo se pueden ver bandas alternas de hielo más claro y más oscuro. [10]
Los núcleos de hielo se recogen cortando alrededor de un cilindro de hielo de manera que permita llevarlo a la superficie. Los primeros núcleos a menudo se recogían con barrenas manuales y todavía se utilizan para agujeros cortos. En 1932 se patentó un diseño para barrenas de extracción de hielo y poco ha cambiado 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 mediante una manija en T o una manija 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 accionadas 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 broca se encuentra en el extremo inferior del cilindro de perforación, el tubo que rodea el núcleo cuando la broca corta hacia abajo. Los recortes (astillas de hielo cortadas por el taladro) deben sacarse del agujero y desecharse o reducirán la eficiencia de corte del taladro. [12] Se pueden eliminar compactándolos en las paredes del pozo o en el núcleo, mediante circulación de aire (perforación seca), [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 se cerraría un agujero a medida que el hielo se deforma por el peso del hielo de arriba. [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 disparo (el tiempo necesario para sacar el equipo de perforación del pozo y devolverlo al fondo del pozo). Dado que la recuperación de cada segmento del núcleo requiere un disparo, una velocidad de desplazamiento 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 lo menos posible el hielo; 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 alcohólicos, 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 sarta de tubería de perforación que se gira desde la parte superior y el fluido de perforación se bombea hacia abajo a través de la tubería y regresa alrededor de ella. Los recortes se retiran del fluido en la parte superior del pozo y luego el fluido se bombea nuevamente hacia abajo. [14] Este enfoque requiere largos tiempos de viaje, ya que toda la sarta de perforación debe ser izada fuera del pozo, y cada tramo de tubería debe desconectarse por separado y luego volverse a conectar cuando se reinserta la sarta de perforación. [12] [18] Junto con las dificultades logísticas asociadas con el transporte de equipos pesados a las capas de hielo, esto hace que los taladros rotativos tradicionales sean poco atractivos. [12] Por el contrario, las perforadoras con cable permiten retirar el cilindro sacatestigos del conjunto de perforación mientras aún se encuentra en el fondo del pozo. El barril sacanúcleos se eleva a la superficie y se extrae el núcleo; el cañón se baja nuevamente y se vuelve a conectar al conjunto de perforación. [19] Otra alternativa son los equipos de perforación flexibles, en los que la sarta de perforación es lo suficientemente flexible como para enrollarse cuando está en la superficie. Esto elimina la necesidad de desconectar y volver a conectar las tuberías durante un viaje. [18]
La necesidad de una sarta de tubería de perforación que se extienda desde la superficie hasta el fondo del pozo se puede eliminar suspendiendo todo el conjunto de fondo de pozo en un cable blindado que transmite energía al motor de fondo de pozo. Estos taladros suspendidos por cable se pueden utilizar tanto para agujeros poco profundos como profundos; Requieren un dispositivo antitorque, como ballestas que presionen 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 regresa entre el núcleo y el barril sacanúcleos; Los recortes se almacenan en el conjunto del fondo del pozo, en una cámara encima del núcleo. Cuando se recupera el núcleo, la cámara de recortes se vacía para la siguiente ejecución. Se han diseñado algunas perforadoras 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 cables han demostrado ser el diseño más fiable para la perforación en hielo profundo. [21] [22]
También se pueden utilizar taladros térmicos, que cortan 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. Como resultado, los primeros taladros térmicos, diseñados para usarse sin fluido de perforación, tenían una profundidad limitada; 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 su uso puede resultar poco práctico en áreas donde existen dificultades logísticas. Las modificaciones más recientes incluyen el uso de anticongelante , que elimina la necesidad de calentar el conjunto del taladro y, por tanto, reduce las necesidades de energía del taladro. [23] Los taladros de agua caliente utilizan chorros de agua caliente en el cabezal de perforación para derretir el agua alrededor del núcleo. Los inconvenientes son que es difícil controlar con precisión las dimensiones del pozo, el núcleo no se puede mantener estéril fácilmente y el calor puede provocar un choque térmico en el núcleo. [24]
Al perforar en hielo templado, los taladros térmicos tienen una ventaja sobre los taladros electromecánicos (EM): el hielo derretido por presión puede volver a congelarse en las brocas EM, lo que reduce la eficiencia de corte y puede obstruir otras partes del mecanismo. También es más probable que las perforadoras electromagnéticas rompan los núcleos de hielo cuando el hielo está sometido a una gran tensión. [25]
Al perforar agujeros profundos, que requieren fluido de perforación, el orificio debe estar revestido (equipado con un revestimiento cilíndrico), ya que de lo contrario el fluido de perforación será absorbido por la nieve y la nieve. La carcasa debe llegar hasta las capas de hielo impermeables. Para instalar la carcasa, se puede utilizar una barrena poco profunda para crear un orificio piloto, que luego se escaria (expande) hasta que sea lo suficientemente ancho para aceptar la carcasa; También se puede utilizar un sinfín de gran diámetro, evitando la necesidad de escariar. Una alternativa al revestimiento es utilizar agua en el pozo para saturar la nieve porosa y la nieve; el agua finalmente se convierte en hielo. [4]
Los investigadores científicos no demandan por igual los núcleos de hielo de diferentes profundidades, lo que puede provocar una escasez de núcleos de hielo a determinadas profundidades. Para abordar esto, se ha trabajado en tecnología para perforar núcleos replicados: núcleos adicionales, recuperados perforando en la pared lateral del pozo, a profundidades de particular interés. Se recuperaron con éxito réplicas de núcleos en la división WAIS en la temporada de perforación 2012-2013, a cuatro profundidades diferentes. [26]
La logística de cualquier proyecto de extracción de muestras es compleja porque los lugares suelen ser de difícil acceso y pueden estar a gran altura. Los proyectos más grandes requieren años de planificación y años de ejecución, y normalmente se gestionan como consorcios internacionales. Por ejemplo, el proyecto EastGRIP , que desde 2017 perfora 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 en su dirección a representantes de 12 países . comité. [28] Durante el transcurso 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 antiguo sitio de perforación de muestras de hielo en Groenlandia, al sitio de EastGRIP. [31] Se espera que la perforación continúe al menos hasta 2020. [32]
Con algunas variaciones entre proyectos, los siguientes pasos deben ocurrir entre la perforación y el almacenamiento final del núcleo de hielo. [33]
La perforadora elimina un anillo de hielo alrededor del núcleo pero no corta debajo de él. Un brazo de palanca con resorte llamado perro central puede romper el núcleo y mantenerlo en su lugar mientras lo lleva a la superficie. Luego se extrae el núcleo del barril de perforación, generalmente colocándolo plano para que el núcleo pueda deslizarse sobre una superficie preparada. [33] El núcleo debe limpiarse de fluido de perforación a medida que se desliza hacia afuera; Para el proyecto de extracción de muestras 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 cilindro de perforación para minimizar la tensión mecánica sobre 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, incluida su longitud y la profundidad de donde se extrajo, y el núcleo se puede marcar para mostrar su orientación. Generalmente se corta en secciones más cortas, siendo la longitud estándar en Estados Unidos de un metro. Luego, los núcleos se almacenan en el sitio, generalmente en un espacio debajo del nivel de la nieve para simplificar el mantenimiento de la temperatura, aunque se puede usar refrigeración adicional. Si es necesario extraer más fluido de perforación, se puede soplar aire sobre los núcleos. Se toman todas las muestras necesarias para el análisis preliminar. Luego, el núcleo se embolsa, a menudo en polietileno , y se almacena para su envío. Se agrega embalaje adicional, incluido material de acolchado. Cuando los núcleos se transportan desde el sitio de perforación, la cubierta de vuelo del avión no está calentada para ayudar a mantener una temperatura baja; cuando se transporten por barco deberán conservarse en una unidad de refrigeración. [34]
Hay varios lugares en todo el mundo que almacenan núcleos de hielo, como el Laboratorio Nacional de Núcleos de Hielo en EE. UU. Estos lugares ponen a disposición muestras para realizar pruebas. Una fracción sustancial de cada núcleo se archiva para futuros análisis. [34] [35]
En un rango de profundidad conocido como zona de hielo frágil, las burbujas de aire quedan atrapadas en el hielo bajo gran presión. Cuando el núcleo sube a la superficie, las burbujas pueden ejercer una tensión que excede la resistencia a la tracción del hielo, lo que provoca grietas y astillas . [36] A mayores profundidades, el aire desaparece en clatratos y el hielo vuelve a estabilizarse. [36] [37] En el sitio WAIS Divide, la zona de hielo frágil estaba entre 520 ma 1340 m de profundidad. [36]
La zona de hielo frágil generalmente arroja 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, maquinaria especial puede llevar muestras de núcleos a la superficie a la presión del fondo del pozo, pero esto es demasiado costoso 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 método consiste en romperlos en trozos de 1 m de longitud en el agujero. Extruir el núcleo del barril de perforación en una red ayuda a mantenerlo unido en caso de que se rompa. A los núcleos frágiles también se les suele dejar reposar almacenados 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]
Se realizan muchos tipos diferentes de análisis en núcleos de hielo, incluido el recuento visual de capas, pruebas de conductividad eléctrica y propiedades físicas, y ensayos de inclusión de gases, partículas, radionucleidos y diversas especies moleculares . Para que los resultados de estas pruebas sean útiles en la reconstrucción de paleoambientes , tiene que haber una manera de determinar la relación entre profundidad y edad del hielo. El método más sencillo es contar las capas de hielo que corresponden a las capas de nieve anuales originales, pero esto no siempre es posible. Una alternativa es modelar la acumulación y el flujo de hielo para predecir cuánto tiempo le toma a una nevada determinada alcanzar una profundidad particular. Otro método consiste en correlacionar radionucleidos o rastrear gases atmosféricos con otras escalas de tiempo, como 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 de las rocas, por lo que el hielo a una profundidad determinada puede ser sustancialmente más antiguo que los gases atrapados en él. Como resultado, hay dos cronologías para un núcleo de hielo determinado: una para el hielo y otra para los gases atrapados. Para determinar la relación entre ambos, se han desarrollado modelos para la profundidad a la que quedan atrapados los gases en un lugar determinado, pero sus predicciones no siempre han resultado fiables. [40] [41] En lugares con nevadas muy bajas, 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 de los cristales en el momento en que se formaron. 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 firma para calcular la temperatura cuando se formó la firma. [43]
La datación por radiocarbono se puede utilizar en el carbono del CO atrapado
2. En las capas de hielo polares hay entre 15 y 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 el vacío, manteniendo la temperatura lo suficientemente baja para evitar que el loess ceda carbono. Los resultados deben corregirse por 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 C producido por las pruebas nucleares tiene mucho menos impacto en los resultados. [44] El carbono en partículas también se puede datar separando y analizando los componentes orgánicos insolubles en agua del polvo. Las cantidades muy pequeñas que normalmente se encuentran 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 generalmente se pueden sincronizar 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 de hace unos 40.000 años, puede identificarse en núcleos; [46] [47] lejos de ese punto, las mediciones de gases como CH
4( metano ) se puede utilizar para conectar la cronología de un núcleo de Groenlandia (por ejemplo) con un núcleo de la Antártida. [48] [49] En los casos en que la tefra volcánica se intercala con hielo, se puede datar usando argón/argón y, por lo tanto, proporcionar puntos fijos para fechar el hielo. [50] [51] La desintegración del uranio también se ha utilizado para fechar 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 ahora definido formalmente con referencia a datos sobre núcleos de hielo de Groenlandia. Las definiciones formales de límites estratigráficos permiten a los científicos de diferentes lugares correlacionar sus hallazgos. A menudo se trata de 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 rosetta' que permiten el desarrollo de una red global de registros paleoclimáticos datados con precisión utilizando las mejores edades determinadas en cualquier parte del planeta". [43]
Los núcleos muestran capas visibles, que corresponden a las nevadas anuales en el sitio del núcleo. Si se cavan un par de hoyos en nieve fresca con una delgada pared entre ellos y uno de los hoyos está techado, un observador en el hoyo techado verá las capas reveladas por la luz del sol que brilla a través de ellas. Un pozo de seis pies puede mostrar desde menos de un año de nieve hasta varios años de nieve, según la ubicación. Los postes que se dejan en la nieve año tras año muestran la cantidad de nieve acumulada cada año, y esto puede usarse para verificar que la capa visible en un pozo de nieve corresponde a la nevada de un solo año. [57]
En el centro de Groenlandia, un año típico puede producir dos o tres pies de nieve en invierno, además de unos pocos centímetros de nieve en verano. Cuando esto se convierta en hielo, las dos capas no formarán más de un pie de hielo. Las capas correspondientes a la nieve de verano contendrán burbujas más grandes que las capas de invierno, por lo que las capas alternas permanecen visibles, lo que permite contar un núcleo y determinar la edad de cada capa. [58] A medida que la profundidad aumenta hasta el punto en que la estructura del hielo cambia a clatrato, las burbujas ya no son visibles y las capas ya no se pueden ver. Es posible que ahora se hagan visibles capas de polvo. El hielo de los núcleos de Groenlandia contiene polvo transportado por el viento; el polvo aparece con más fuerza a finales del invierno y aparece como capas grises y turbias. Estas capas son más fuertes y más fáciles de ver en épocas del pasado, cuando el clima de la Tierra era frío, seco y ventoso. [59]
Cualquier método para contar capas eventualmente tropieza con dificultades ya que el flujo del hielo hace que las capas se vuelvan más delgadas y más difíciles de ver a medida que aumenta la profundidad. [60] El problema es más grave en lugares donde la acumulación es alta; Los sitios de baja acumulación, como la Antártida central, deben fecharse mediante otros métodos. [61] Por ejemplo, en Vostok, el recuento de capas sólo es posible hasta una edad de 55.000 años. [62]
Cuando se derrite en verano, la nieve derretida se vuelve a congelar en la parte inferior de la nieve y en la nieve, 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 función de la profundidad, permite calcular un porcentaje de característica de derretimiento (MF): un MF del 100% significaría que el depósito de nieve de cada año mostró evidencia de derretimiento. Los cálculos de MF se promedian en múltiples sitios o largos períodos de tiempo 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 finales del siglo XX las tasas de derretimiento 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 tener disponible un registro visual digital. Esto requiere que el núcleo se corte longitudinalmente, de modo que se cree una superficie plana. [sesenta y cinco]
La composición isotópica del oxígeno en un núcleo se puede utilizar para modelar la historia de la temperatura de la capa de hielo. El oxígeno tiene tres isótopos estables,dieciséis
Oh ,17O y18O. _ [66] La relación entre18
O ydieciséis
O indica la temperatura cuando cayó la nieve. [67] Porquedieciséis
O es más claro que18
O , agua que contienedieciséis
Es ligeramente más probable que el O se convierta en vapor, y el agua que contiene18
Es ligeramente más probable que el O se condense del vapor en lluvia o cristales de nieve. A temperaturas más bajas, la diferencia es más pronunciada. El método estándar para registrar el18
o /dieciséis
La relación O consiste en restar la relación en un estándar conocido como agua de océano media estándar (SMOW): [67]
donde el signo ‰ indica partes por mil . [67] Una muestra con el mismo18
o /dieciséis
Relación de O ya que SMOW tiene un δ 18 Odel 0‰; una muestra que se agota 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 donde proviene proporciona información adicional, lo que en algunos casos conduce a correcciones significativas de las temperaturas deducidas del δ 18 O.datos. [68] [69] No todos los pozos se pueden utilizar en estos análisis. Si el sitio ha experimentado un derretimiento significativo en el pasado, el pozo ya no conservará un registro de temperatura preciso. [70]
Las proporciones de hidrógeno también se pueden utilizar para calcular un historial de temperatura. 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 de evaporarse. Una relación δ D se puede definir de la misma manera que δ 18 O. [71] [72] Existe una relación lineal entre δ 18 Oy δD : [73]
donde d es el exceso de deuterio. Alguna vez se pensó que esto significaba que era innecesario 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 ha sido costumbre medir ambos. [73]
Los registros de isótopos del agua, analizados en núcleos de Camp Century y Dye 3 en Groenlandia, fueron decisivos en el descubrimiento de los eventos Dansgaard-Oeschger : un 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
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]
En la década de 1960 se entendió que analizar el 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 fiable. Los primeros resultados incluyeron una demostración de que el CO
2La concentración fue un 30% menor en el último máximo glacial que justo antes del inicio de la era industrial. Investigaciones adicionales han demostrado una correlación confiable entre el CO
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 se correlaciona con la fuerza de los monzones , que a su vez se correlacionan 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] norte
2Los niveles de O (óxido nitroso) también están correlacionados con los ciclos glaciales, aunque a bajas temperaturas el gráfico difiere algo 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 fechar núcleos de hielo: a medida que el aire queda atrapado gradualmente por la nieve que se convierte en hielo 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 norte
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 primera capa provoca otros cambios que pueden medirse. La gravedad hace que las moléculas más pesadas se enriquezcan en el fondo 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 el fondo de una columna. Estos procesos de fraccionamiento en el aire atrapado, determinados por la medición de la15
norte /14
La proporción de N y de neón , criptón y xenón se han utilizado para inferir el espesor de la primera capa 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 detectar estos "gases fugitivos" a los pocos minutos de recuperar el núcleo para obtener datos precisos. [34] Los clorofluorocarbonos (CFC), que contribuyen al efecto invernadero y también causan la pérdida de ozono en la estratosfera , [80] pueden detectarse en núcleos de hielo después de 1950 aproximadamente; Casi todos los CFC de 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]
La nieve del verano en Groenlandia contiene algo de sal marina, extraída de las aguas circundantes; hay menos en invierno, cuando gran parte de la superficie del mar está cubierta por placas de hielo. De manera similar, el peróxido de hidrógeno aparece sólo en la nieve del verano porque su producción en la atmósfera requiere luz solar. Estos cambios estacionales pueden detectarse porque provocan cambios en la conductividad eléctrica del hielo. Colocar dos electrodos con un alto voltaje entre ellos sobre la superficie del núcleo de hielo da una medida 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 los cambios químicos causados por fenómenos no estacionales, como incendios forestales y grandes erupciones volcánicas. Cuando un evento volcánico conocido, como la erupción de Laki en Islandia en 1783, puede identificarse en el registro de núcleos de hielo, proporciona una verificación cruzada de la edad determinada mediante el recuento de capas. [83] El material de Laki se puede identificar en 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 tanto de Groenlandia como de la Antártida. Si se desconoce la fecha de la erupción, pero se puede identificar en varios núcleos, la datación del hielo puede dar a su vez una fecha de la erupción, que luego se puede utilizar 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 pensaba que estaba influenciado por una erupción tropical desconocida en aproximadamente 533 d.C.; pero que resultó ser causada por dos erupciones, una en el 535 o principios del 536 d.C., y una segunda en el 539 o 540 d.C. [85] También hay puntos de referencia más antiguos, como la erupción del 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 se habían multiplicado por un factor de más de 200 desde la época preindustrial, y los aumentos en otros elementos producidos por procesos industriales, como el cobre , el cadmio y el zinc , también han aumentado. sido grabado. [87] La presencia de ácido nítrico y sulfúrico ( HNO3y h
2ENTONCES
4) en la precipitación se puede demostrar que se correlaciona 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 medio oceánico. Tanto el peróxido de hidrógeno ( H
2oh
2) y formaldehído ( HCHO ), junto con moléculas orgánicas como el negro de humo que están relacionadas con 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 aportes de más de una fuente a una especie determinada: por ejemplo, el 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 punto máximo en diferentes épocas del año, la señal general muestra un pico en el invierno, cuando la entrada marina es máxima. [88] Las señales estacionales pueden borrarse en sitios donde la acumulación es baja, por los vientos de superficie; 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. Los ejemplos incluyen HCHO y H
2oh
2. Otra complicación es que en áreas 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 en un factor de dos. [90]
Los rayos cósmicos galácticos producen10
Estar en la atmósfera a un ritmo 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 acelerador puede detectar niveles bajos de10
Hay núcleos de hielo, alrededor de 10.000 átomos en un gramo de hielo, y estos pueden usarse para proporcionar registros a largo plazo de la actividad solar. [92] Tritio (3
H ), creado por pruebas de armas nucleares en los años 1950 y 1960, ha sido identificado en núcleos de hielo, [93] y tanto 36 Cl como239Se ha 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 fechar núcleos, al igual que el criptón (85Kr , con una vida media de 11 años), plomo (210
Pb , 22 años), y silicio (32Sí , 172 años). [89]
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, 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 suministro de agua, dejando atrás micrometeoritos. Estos han sido recogidos por una "aspiradora" robótica y examinados, lo que ha permitido mejorar las estimaciones de su flujo y distribución masiva. [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 cambios en la vegetación. [99]
Además de las impurezas del núcleo y la composición isotópica del agua, se examinan las propiedades físicas del hielo. Características como el tamaño de los cristales y la orientación del eje pueden revelar la historia de los patrones de flujo de hielo en la capa de hielo. El tamaño del cristal también se puede utilizar para determinar fechas, aunque sólo en núcleos poco profundos. [100]
En 1841 y 1842, Louis Agassiz perforó agujeros en Unteraargletscher en los Alpes ; estos fueron perforados con varillas de hierro y no produjeron núcleos. El hoyo más profundo logrado fue de 60 m. En la expedición antártica de Erich von Drygalski en 1902 y 1903, se perforaron agujeros de 30 m en un iceberg al sur de las islas Kerguelen y se tomaron lecturas de temperatura. El primer científico que creó una herramienta de muestreo de nieve fue James E. Church , descrito por Pavel Talalay como "el padre del levantamiento de nieve moderno". En el invierno de 1908-1909, Church construyó tubos de acero con ranuras y cabezales cortantes 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 unos 9 m. Simplemente se empujan en la nieve y se giran con la mano. [101]
El primer estudio sistemático de la nieve y las capas firmes fue realizado por Ernst Sorge, quien formó parte de la expedición de 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 posteriormente formalizados en la Ley de Densificación de Sorge por Henri Bader, quien realizó trabajos adicionales de extracción de muestras en el noroeste de Groenlandia en 1933. [ 102] A principios de la década de 1950, un La expedición SIPRE tomó muestras de pozos en gran parte de la capa de hielo de Groenlandia y obtuvo datos tempranos de la proporción de isótopos de oxígeno. Otras tres expediciones en la década de 1950 comenzaron a extraer muestras 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 mala, pero se realizaron algunos trabajos científicos sobre el hielo recuperado. [103]
El Año Geofísico Internacional (1957-1958) vio un aumento de la investigación sobre 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 piloto de perforación 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 condiciones mucho mejores, con menos espacios. [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 IGY generó 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 llegó a la base de la capa de hielo. a 1387 m en julio de 1966. [106] La perforadora utilizada en Camp Century luego fue a la estación Byrd, donde se perforó un pozo de 2164 m en el lecho de roca antes de que la perforadora se congelara en el pozo por el agua de deshielo bajo el hielo y tuviera que ser abandonada. [107]
Los proyectos franceses, australianos y canadienses de los años 1960 y 1970 incluyen un núcleo de 905 m en el Domo C en la Antártida, perforado por el CNRS ; núcleos en Law Dome perforados por ANARE , iniciando en 1969 con un núcleo de 382 m; y núcleos de Devon Ice Cap recuperados por un equipo canadiense en la década de 1970. [108]
Los proyectos soviéticos de perforación de hielo comenzaron en la década de 1950, en Tierra de Francisco José , los Urales , Novaya Zemlya y en Mirny y Vostok en la Antártida; No todos estos primeros agujeros 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, y en 1970 se inició una serie de agujeros profundos en Vostok. [111] El primer agujero 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 450 m, y Vostok 3 alcanzó 2202 m en 1985 después de seis temporadas de perforación. [112] Vostok 3 fue el primer núcleo en recuperar hielo del período glacial anterior, hace 150.000 años. [113] La perforación fue interrumpida por un incendio en el campamento en 1982, pero se comenzaron a perforar más en 1984, hasta llegar finalmente a 2546 m en 1989. Un quinto núcleo Vostok se inició en 1990, alcanzó 3661 m en 2007 y luego se amplió a 3769 m. metro. [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]
EPICA , una colaboración europea de extracción de muestras de hielo, se formó en la década de 1990 y se perforaron dos pozos en la Antártida Oriental: uno en el Domo C, que alcanzó los 2871 m en sólo dos temporadas de perforación, pero que tardó otros cuatro años en alcanzar el lecho de roca a 3260 m. metro; y uno en la estación Kohnen , que alcanzó el lecho de roca a 2760 m en 2006. El núcleo del Domo C tenía tasas de acumulación muy bajas, lo que significa que el registro climático se extendió mucho; al final del proyecto, los datos utilizables se extendían hasta hace 800.000 años. [114]
Otros núcleos antárticos profundos incluyeron un proyecto japonés en el Domo F , que alcanzó los 2.503 m en 1996, con una edad estimada de 330.000 años para el fondo del núcleo; y un agujero posterior en el mismo sitio que alcanzó los 3.035 m en 2006, con una antigüedad estimada de hielo de 720.000 años. [114] 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 sólo se remonta a 62.000 años atrás, pero como consecuencia, el núcleo proporciona datos de alta resolución para el período que cubre. [61] Un proyecto gestionado por el British Antártida Survey perforó un núcleo de 948 m en la isla Berkner entre 2002 y 2005, extendiéndose hasta el último período glacial; [61] y un proyecto ITASE gestionado por Italia completó un núcleo de 1620 m en Talos Dome en 2007. [61] [116]
En 2016, se recuperaron núcleos de Allan Hills en la Antártida en un área donde yacía hielo viejo cerca de la superficie. Los núcleos fueron datados mediante datación con potasio-argón; La datación tradicional de núcleos de hielo no es posible porque no todas las capas estaban presentes. Se descubrió que el núcleo más antiguo incluía hielo de hace 2,7 millones de años; con diferencia, el hielo más antiguo hasta ahora data de un núcleo. [117]
En 1970 comenzaron los debates científicos 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 como ideal una ubicación en el centro-norte de Groenlandia, pero las limitaciones financieras obligaron al grupo a perforar en Dye 3, a partir de 1979. El pozo alcanzó el lecho de roca a 2037 m, en 1981. Finalmente se perforaron dos pozos, separados por 30 km. en la zona centro-norte a principios de los años 1990 por dos grupos: GRIP , un consorcio europeo, y GISP-2, un grupo de universidades estadounidenses. GRIP alcanzó el lecho de roca a 3029 m en 1992, y GISP-2 alcanzó el lecho de roca a 3053 m el año siguiente. [118] Ambos núcleos se limitaron a unos 100.000 años de información climática, y dado que se pensaba 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 hoyo tuvo que ser abandonado a 1400 m en 1997, y se comenzó un nuevo hoyo en 1999, alcanzando los 3085 m en 2003. El hoyo no llegó al lecho de roca, pero terminó en un río subglacial. El núcleo proporcionó datos climáticos que se remontan a hace 123.000 años, que cubrían parte del último período interglacial. El posterior proyecto Eemian del Norte de Groenlandia ( NEEM ) recuperó un núcleo de 2.537 m en 2010 de un sitio más al norte, extendiendo el registro climático a hace 128.500 años; [113] A NEEM le siguió EastGRIP , que comenzó en 2015 en el este de Groenlandia y estaba previsto que estuviera terminado en 2020. [119] En marzo de 2020, la campaña de campo de EGRIP de 2020 fue cancelada debido a la actual pandemia de COVID-19 . EastGRIP reabrió sus puertas para trabajos 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]
Se han perforado muestras de hielo en lugares alejados de los polos, especialmente 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 perforado núcleos en el Monte Kilimanjaro , [61] en los Alpes, [61] y en Indonesia, [122] Nueva Zelanda, [123] Islandia, [124] Escandinavia, [125] Canadá, [126] y Estados Unidos. [127]
IPICS (Asociaciones internacionales en ciencias de núcleos de hielo) ha elaborado una serie de documentos técnicos que describen los desafíos futuros y los objetivos científicos para la comunidad científica de núcleos de hielo. Estos incluyen planes para: [128]
