Núcleo de gelo - Ice core

Um núcleo de gelo sendo deslizado para fora de um barril de perfuração lateralmente
Amostra de núcleo de gelo retirada da broca

Um núcleo de gelo é uma amostra que normalmente é removida de uma camada de gelo ou de uma geleira de alta montanha . Como o gelo se forma a partir do acúmulo incremental de camadas anuais de neve, as camadas inferiores são mais antigas que as superiores e um núcleo de gelo contém gelo formado ao longo de vários anos. Os núcleos são perfurados com brocas manuais (para orifícios rasos) ou brocas motorizadas; eles podem atingir profundidades de mais de duas milhas (3,2 km) e conter gelo de até 800.000 anos.

As propriedades físicas do gelo e do material preso nele podem ser usadas para reconstruir o clima ao longo da faixa etária do núcleo. As proporções de diferentes isótopos de oxigênio e hidrogênio fornecem informações sobre temperaturas antigas , e o ar preso em pequenas bolhas pode ser analisado para determinar o nível de gases atmosféricos como o dióxido de carbono . Como o fluxo de calor em uma grande camada de gelo é muito lento, a temperatura do poço é outro indicador de temperatura no passado. Esses dados podem ser combinados para encontrar o modelo climático que melhor se adapta a todos os dados disponíveis.

As impurezas nos núcleos de gelo podem depender da localização. As áreas costeiras têm maior probabilidade de incluir material de origem marinha, como íons de sal marinho . Os núcleos de gelo da Groenlândia contêm camadas de poeira levada pelo vento que se correlacionam com os períodos frios e secos do passado, quando desertos frios eram varridos pelo vento. Elementos radioativos , de origem natural ou criados por testes nucleares , podem ser usados ​​para datar as camadas de gelo. Alguns eventos vulcânicos que foram suficientemente poderosos para enviar material ao redor do globo deixaram uma assinatura em muitos núcleos diferentes que podem ser usados ​​para sincronizar suas escalas de tempo.

Os núcleos de gelo foram estudados desde o início do século 20, e vários núcleos foram perfurados como resultado do Ano Geofísico Internacional (1957–1958). Foram alcançadas profundidades de mais de 400 m, um recorde que foi estendido na década de 1960 para 2.164 m na Estação Byrd na Antártica. Os projetos soviéticos de perfuração de gelo na Antártica incluem décadas de trabalho na Estação Vostok , com o núcleo mais profundo atingindo 3769 m. Numerosos outros núcleos profundos na Antártica foram concluídos ao longo dos anos, incluindo o projeto do Manto de Gelo da Antártica Ocidental e núcleos gerenciados pelo British Antarctic Survey e pela International Transantctic Scientific Expedition . Na Groenlândia, uma sequência de projetos colaborativos começou na década de 1970 com o Projeto da Camada de Gelo da Groenlândia ; houve vários projetos de acompanhamento, com o mais recente, o Projeto Núcleo de Gelo da Groenlândia Oriental , originalmente previsto para concluir um núcleo profundo no leste da Groenlândia em 2020, mas desde então adiado.

Estrutura de mantos de gelo e núcleos

Um cientista em um poço de neve
Amostragem da superfície da geleira Taku, no Alasca. Há cada vez mais densa firn entre neve superfície e azul gelo da geleira.

Um núcleo de gelo é uma coluna vertical através de uma geleira, amostrando as camadas que se formaram durante um ciclo anual de neve e derretimento. À medida que a neve se acumula, cada camada pressiona as camadas inferiores, tornando-as mais densas até que se tornem firmes . Firn não é denso o suficiente para evitar que o ar escape; mas a uma densidade de cerca de 830 kg / m 3, que se transforma em gelo, e o ar no interior é vedado em bolhas que captura a composição da atmosfera no tempo o gelo formado. A profundidade em que isso ocorre varia com a localização, mas na Groenlândia e na Antártica varia de 64 m a 115 m. Como a taxa de queda de neve varia de local para local, a idade do firn quando se transforma em gelo varia muito. No Summit Camp, na Groenlândia, a profundidade é de 77 me o gelo tem 230 anos; no Dome C, na Antártica, a profundidade é de 95 me a idade de 2.500 anos. À medida que mais camadas se acumulam, a pressão aumenta e, a cerca de 1500 m, a estrutura cristalina do gelo muda de hexagonal para cúbica, permitindo que as moléculas de ar se movam para os cristais cúbicos e formem um clatrato . As bolhas desaparecem e o gelo fica mais transparente.

Dois ou três pés de neve podem se transformar em menos de 30 centímetros de gelo. O peso acima torna as camadas mais profundas de gelo mais finas e fluem para fora. O gelo se perde nas bordas da geleira devido aos icebergs ou ao derretimento do verão, e a forma geral da geleira não muda muito com o tempo. O fluxo externo pode distorcer as camadas, por isso é desejável perfurar núcleos de gelo profundos em locais onde há muito pouco fluxo. Eles podem ser localizados usando mapas das linhas de fluxo.

As impurezas do gelo fornecem informações sobre o meio ambiente desde o momento em que foram depositadas. Isso inclui fuligem, cinzas e outros tipos de partículas de incêndios florestais e vulcões ; isótopos como berílio-10 criado por raios cósmicos ; micrometeoritos ; e pólen . A camada mais baixa de uma geleira, chamada de gelo basal, é freqüentemente formada por água derretida subglacial que foi recongelada. Pode ter até cerca de 20 m de espessura e, embora tenha valor científico (por exemplo, pode conter populações microbianas subglaciais), muitas vezes não retém informações estratigráficas.

Os testemunhos são frequentemente perfurados em áreas como a Antártica e o centro da Groenlândia, onde a temperatura quase nunca é quente o suficiente para causar derretimento, mas o sol de verão ainda pode alterar a neve. Nas áreas polares, o sol é visível dia e noite durante o verão local e invisível durante todo o inverno. Pode tornar a neve sublimada , deixando o centímetro superior ou menos denso. Quando o sol se aproxima de seu ponto mais baixo no céu, a temperatura cai e a geada se forma na camada superior. Enterrada sob a neve dos anos seguintes, a geada grossa se comprime em camadas mais claras do que a neve do inverno. Como resultado, faixas alternadas de gelo mais claro e mais escuro podem ser vistas em um núcleo de gelo.

Coring

Desenho de um cilindro com duas flanges helicoidais em torno dele e dentes cortantes na parte inferior
Trado de gelo patenteado em 1932; o projeto é muito semelhante ao das brocas modernas usadas para perfuração rasa.

Os núcleos de gelo são coletados cortando-se em torno de um cilindro de gelo de uma forma que permite que ele seja trazido à superfície. Os primeiros núcleos costumavam ser coletados com brocas manuais e ainda são usados ​​para orifícios curtos. Um projeto para brocas de núcleo de gelo foi patenteado em 1932 e eles mudaram pouco desde então. Uma broca é essencialmente um cilindro com nervuras de metal helicoidal (conhecidas como lâminas) enroladas ao redor do lado de fora, na extremidade inferior das quais estão as lâminas de corte. As brocas manuais podem ser giradas por uma alça em T ou uma alça de suporte , e algumas podem ser conectadas a furadeiras elétricas manuais para aumentar a rotação. Com o auxílio de um tripé para abaixar e elevar a broca, podem ser recuperados núcleos de até 50 m de profundidade, mas o limite prático é de cerca de 30 m para brocas motorizadas e menos para brocas manuais. Abaixo dessa profundidade, são utilizadas brocas eletromecânicas ou térmicas.

O aparelho de corte de uma broca está na extremidade inferior de um cilindro de perfuração, o tubo que circunda o núcleo enquanto a broca corta para baixo. Os cascalhos (lascas de gelo cortadas pela broca) devem ser puxados para cima do buraco e descartados ou reduzirão a eficiência de corte da broca. Eles podem ser removidos compactando-os nas paredes do furo ou no núcleo, por circulação de ar (perfuração a seco) ou pelo uso de um fluido de perfuração (perfuração úmida). A perfuração a seco é limitada a cerca de 400 m de profundidade, pois abaixo desse ponto um buraco se fecharia à medida que o gelo se deforma com o peso do gelo acima.

Os fluidos de perfuração são escolhidos para equilibrar a pressão de modo que o furo permaneça estável. O fluido deve ter uma viscosidade cinemática baixa para reduzir o tempo de manobra (o tempo necessário para puxar o equipamento de perfuração para fora do furo e devolvê-lo ao fundo do furo). Uma vez que a recuperação de cada segmento do núcleo requer manobra, uma velocidade mais lenta de deslocamento através do fluido de perfuração pode adicionar um tempo significativo a um projeto - um ano ou mais para um furo profundo. O fluido deve contaminar o gelo o mínimo possível; deve ter baixa toxicidade , para segurança e para minimizar os efeitos no meio ambiente; deve estar disponível a um custo razoável; e deve ser relativamente fácil de transportar. Historicamente, houve três tipos principais de fluidos de perfuração de gelo: fluidos de dois componentes baseados em produtos semelhantes a querosene misturados com fluorocarbonos para aumentar a densidade; compostos de álcool, incluindo soluções aquosas de etilenoglicol e etanol ; e ésteres , incluindo n-butil acetato . Novos fluidos foram propostos, incluindo novos fluidos à base de éster , óleos de dimetilsiloxano de baixo peso molecular , ésteres de ácidos graxos e fluidos à base de querosene misturados com agentes de expansão de espuma.

A perfuração rotativa é o principal método de perfuração de minerais e também tem sido usada para perfuração de gelo. Ele usa uma coluna de tubo de perfuração girada de cima para baixo e o fluido de perfuração é bombeado para baixo através do tubo e de volta ao seu redor. Os cascalhos são removidos do fluido na parte superior do orifício e o fluido é bombeado de volta para baixo. Esta abordagem requer longos tempos de manobra, uma vez que toda a coluna de perfuração deve ser içada para fora do furo e cada comprimento de tubo deve ser desconectado separadamente e, em seguida, reconectado quando a coluna de perfuração é reinserida. Junto com as dificuldades logísticas associadas ao transporte de equipamentos pesados ​​para os mantos de gelo, isso torna as perfuratrizes rotativas tradicionais pouco atraentes. Em contraste, as brocas de cabo de aço permitem a remoção do cilindro central do conjunto de perfuração enquanto ele ainda está no fundo do poço. O barrilete é içado para a superfície e o núcleo removido; o cano é abaixado novamente e reconectado ao conjunto de perfuração. Outra alternativa são sondas de haste de perfuração flexíveis, nas quais a coluna de perfuração é flexível o suficiente para ser enrolada quando na superfície. Isso elimina a necessidade de desconectar e reconectar os tubos durante uma viagem.

O fundo de uma broca de gelo
Cabeça de broca mecânica, mostrando dentes cortantes

A necessidade de uma coluna de tubo de perfuração que se estende da superfície até o fundo do poço pode ser eliminada pela suspensão de todo o conjunto de fundo de poço em um cabo blindado que transmite energia para o motor de fundo de poço. Essas brocas suspensas por cabo podem ser usadas para furos rasos e profundos; eles exigem um dispositivo antitorque, como molas de lâmina que pressionam contra o poço, para evitar que o conjunto de perfuração gire em torno da cabeça de perfuração enquanto corta o núcleo. O fluido de perfuração é normalmente circulado para baixo em torno da parte externa da broca e de volta entre o núcleo e o cilindro do núcleo; os fragmentos e cascalhos são armazenados no conjunto de fundo de poço, em uma câmara acima do núcleo. Quando o núcleo é recuperado, a câmara de cascalhos é esvaziada para a próxima execução. Algumas brocas foram projetadas para recuperar um segundo núcleo anular fora do núcleo central e, nessas brocas, o espaço entre os dois núcleos pode ser usado para circulação. As perfuratrizes suspensas por cabo provaram ser o projeto mais confiável para perfuração em gelo profundo.

As brocas térmicas, que cortam o gelo aquecendo eletricamente a cabeça da broca, também podem ser usadas, mas têm algumas desvantagens. Alguns foram projetados para trabalhar em gelo frio; eles têm alto consumo de energia e o calor que produzem pode degradar a qualidade do núcleo de gelo recuperado. Como resultado, as primeiras brocas térmicas, projetadas para uso sem fluido de perfuração, eram limitadas em profundidade; versões posteriores foram modificadas para funcionar em orifícios preenchidos com fluido, mas isso reduziu os tempos de manobra e essas brocas mantiveram os problemas dos modelos anteriores. Além disso, as brocas térmicas são geralmente volumosas e podem ser impraticáveis ​​para uso em áreas onde há dificuldades logísticas. Modificações mais recentes incluem o uso de anticongelante , que elimina a necessidade de aquecer o conjunto da furadeira e, portanto, reduz as necessidades de energia da furadeira. As brocas de água quente usam jatos de água quente na cabeça da broca para derreter a água ao redor do núcleo. As desvantagens são que é difícil controlar com precisão as dimensões do poço, o núcleo não pode ser facilmente mantido estéril e o calor pode causar choque térmico no núcleo.

Ao perfurar em gelo temperado, as brocas térmicas têm uma vantagem sobre as brocas eletromecânicas (EM): o gelo derretido por pressão pode recongelar nas brocas EM, reduzindo a eficiência de corte e pode obstruir outras partes do mecanismo. Brocas EM também são mais propensas a fraturar núcleos de gelo onde o gelo está sob alta tensão.

Ao fazer furos profundos, que requerem fluido de perfuração, o furo deve ser revestido (dotado de um forro cilíndrico), caso contrário o fluido de perfuração será absorvido pela neve e pela floresta. O invólucro deve alcançar as camadas impermeáveis ​​de gelo. Para instalar o revestimento, uma broca rasa pode ser usada para criar um orifício piloto, que é então escareado (expandido) até que seja largo o suficiente para aceitar o revestimento; também pode ser utilizada uma broca de grande diâmetro, evitando a necessidade de fresagem. Uma alternativa ao revestimento é usar água no poço para saturar a neve porosa e o firn; a água eventualmente se transforma em gelo.

Os núcleos de gelo de diferentes profundidades não são igualmente solicitados por investigadores científicos, o que pode levar a uma escassez de núcleos de gelo em certas profundidades. Para resolver isso, o trabalho foi feito em tecnologia para perfurar núcleos replicados: núcleos adicionais, recuperados por perfuração na parede lateral do poço, em profundidades de particular interesse. Testemunhos replicados foram recuperados com sucesso na divisão WAIS na temporada de perfuração 2012–2013, em quatro profundidades diferentes.

Grandes projetos de descaroçamento

A logística de qualquer projeto de testemunhagem é complexa porque os locais geralmente são difíceis de alcançar e podem estar em grandes altitudes. Os maiores projetos requerem anos de planejamento e anos para serem executados e geralmente são administrados como consórcios internacionais. O projeto EastGRIP , por exemplo, que em 2017 está perfurando no leste da Groenlândia, é administrado pelo Centro de Gelo e Clima ( Instituto Niels Bohr , Universidade de Copenhague ) na Dinamarca e inclui representantes de 12 países em seu comitê de direção. Ao longo de uma temporada de perfuração, muitas pessoas trabalham no campo e o apoio logístico inclui recursos de transporte aéreo fornecidos pela Guarda Aérea Nacional dos Estados Unidos , usando aviões de transporte Hercules de propriedade da National Science Foundation . Em 2015, a equipe do EastGRIP mudou as instalações do acampamento do NEEM , um local anterior de perfuração de núcleo de gelo na Groenlândia, para o local do EastGRIP. A perfuração deve continuar até pelo menos 2020.

Processamento de núcleo

Cientista em pé em um banco, serrando um núcleo de gelo
Serrando o núcleo GRIP

Com alguma variação entre os projetos, as seguintes etapas devem ocorrer entre a perfuração e o armazenamento final do núcleo de gelo.

A broca remove um anel de gelo ao redor do núcleo, mas não corta sob ele. Um braço de alavanca com mola, denominado macho, pode quebrar o macho e mantê-lo no lugar enquanto é trazido à superfície. O núcleo é então extraído do cilindro de perfuração, geralmente colocando-o em uma superfície plana de modo que o núcleo possa deslizar para uma superfície preparada. O núcleo deve ser limpo de fluido de perfuração à medida que é deslizado para fora; para o projeto WAIS Divide coring, um sistema de aspiração foi instalado para facilitar isso. A superfície que recebe o testemunho deve ser alinhada com a maior precisão possível com o cilindro de perfuração para minimizar o estresse mecânico no testemunho, que pode quebrar facilmente. A temperatura ambiente é mantida bem abaixo de zero para evitar choque térmico.

Um registro é mantido com informações sobre o testemunho, incluindo seu comprimento e a profundidade de onde foi recuperado, e o testemunho pode ser marcado para mostrar sua orientação. Geralmente é cortado em seções mais curtas, sendo o comprimento padrão nos EUA de um metro. Os núcleos são então armazenados no local, geralmente em um espaço abaixo do nível da neve para simplificar a manutenção da temperatura, embora refrigeração adicional possa ser usada. Se for necessário remover mais fluido de perfuração, o ar pode ser soprado sobre os núcleos. Todas as amostras necessárias para análise preliminar são coletadas. O núcleo é então ensacado, geralmente em polietileno , e armazenado para envio. Embalagem adicional, incluindo material de enchimento, é adicionada. Quando os núcleos são retirados do local de perfuração, a cabine de comando da aeronave não é aquecida para ajudar a manter uma temperatura baixa; quando são transportados por navio, devem ser mantidos em uma unidade de refrigeração.

Existem vários locais em todo o mundo que armazenam núcleos de gelo, como o National Ice Core Laboratory nos EUA. Esses locais disponibilizam amostras para teste. Uma fração substancial de cada núcleo é arquivada para análises futuras.

Gelo quebradiço

Bolhas em uma amostra de gelo da Antártica iluminada com luz polarizada
Lasca de gelo da Antártica mostrando bolhas presas. Imagens do CSIRO .

Em uma faixa de profundidade conhecida como zona de gelo quebradiço , bolhas de ar ficam presas no gelo sob grande pressão. Quando o núcleo é trazido à superfície, as bolhas podem exercer uma tensão que excede a resistência à tração do gelo, resultando em rachaduras e estilhaços . Em profundidades maiores, o ar desaparece em clatratos e o gelo torna-se estável novamente. No site WAIS Divide, a zona de gelo quebradiço estava de 520 ma 1340 m de profundidade.

A zona de gelo quebradiço normalmente retorna amostras de qualidade inferior do que para o resto do núcleo. Algumas etapas podem ser executadas para aliviar o problema. Os revestimentos podem ser colocados dentro do cilindro de perfuração para envolver o núcleo antes que ele seja trazido à superfície, mas isso torna difícil limpar o fluido de perfuração. Na perfuração mineral, o maquinário especial pode trazer amostras de núcleo para a superfície na pressão do fundo do poço, mas isso é muito caro para os locais inacessíveis da maioria dos locais de perfuração. Manter as instalações de processamento em temperaturas muito baixas limita os choques térmicos. Os núcleos são mais frágeis na superfície, então outra abordagem é quebrá-los em comprimentos de 1 m no buraco. A extrusão do núcleo do cilindro de perfuração em uma rede ajuda a mantê-lo unido caso se estilhace. Freqüentemente, os núcleos frágeis também podem descansar em armazenamento no local da perfuração por algum tempo, até um ano inteiro entre as temporadas de perfuração, para permitir que o gelo relaxe gradualmente.

Dados do núcleo de gelo

Namorando

Muitos tipos diferentes de análise são realizados em núcleos de gelo, incluindo contagem de camada visual, testes de condutividade elétrica e propriedades físicas e ensaios para inclusão de gases, partículas, radionuclídeos e várias espécies moleculares . Para que os resultados desses testes sejam úteis na reconstrução de paleoambientes , deve haver uma maneira de determinar a relação entre a profundidade e a idade do gelo. A abordagem mais simples é contar as camadas de gelo que correspondem às camadas anuais originais de neve, mas isso nem sempre é possível. Uma alternativa é modelar o acúmulo e o fluxo de gelo para prever quanto tempo leva para uma dada queda de neve atingir uma determinada profundidade. Outro método é correlacionar radionuclídeos ou traçar gases atmosféricos com outras escalas de tempo, como periodicidades nos parâmetros orbitais da Terra .

Uma dificuldade na datação do núcleo de gelo é que os gases podem se difundir através do firn, de modo que o gelo em uma determinada profundidade pode ser substancialmente mais antigo do que os gases aprisionados nele. Como resultado, existem duas cronologias para um determinado núcleo de gelo: uma para o gelo e outra para os gases aprisionados. Para determinar a relação entre os dois, foram desenvolvidos modelos para a profundidade em que os gases são aprisionados em um determinado local, mas suas previsões nem sempre se mostraram confiáveis. Em locais com queda de neve muito baixa, como Vostok , a incerteza na diferença entre as idades do gelo e do gás pode ser superior a 1.000 anos.

A densidade e o tamanho das bolhas presas no gelo fornecem uma indicação do tamanho do cristal no momento em que se formaram. O tamanho de um cristal está relacionado à sua taxa de crescimento, que por sua vez depende da temperatura, portanto, as propriedades das bolhas podem ser combinadas com informações sobre as taxas de acumulação e densidade do firn para calcular a temperatura quando o firn se formou.

A datação por radiocarbono pode ser usada no carbono em CO aprisionado
2
. Nas camadas de gelo polares, há cerca de 15-20 µg de carbono na forma de CO
2
em cada quilograma de gelo, e também pode haver partículas de carbonato de poeira soprada pelo vento ( loess ). O CO
2
pode ser isolado sublimando o gelo no vácuo, mantendo a temperatura baixa o suficiente para evitar que o loess libere qualquer carbono. Os resultados devem ser corrigidos para a presença de14
C é
produzido diretamente no gelo pelos raios cósmicos, e a quantidade de correção depende fortemente da localização do núcleo de gelo. Correções para14
O C
produzido por testes nucleares tem muito menos impacto nos resultados. O carbono em partículas também pode ser datado separando e testando os componentes orgânicos insolúveis em água da poeira. As quantidades muito pequenas normalmente encontradas requerem pelo menos 300 g de gelo para serem usadas, limitando a capacidade da técnica de atribuir com precisão uma idade às profundidades do núcleo.

As escalas de tempo para núcleos de gelo do mesmo hemisfério geralmente podem ser sincronizadas usando camadas que incluem material de eventos vulcânicos. É mais difícil conectar as escalas de tempo em diferentes hemisférios. O evento Laschamp , uma reversão geomagnética cerca de 40.000 anos atrás, pode ser identificado em núcleos; longe desse ponto, medições de gases como CH
4
( metano ) pode ser usado para conectar a cronologia de um núcleo da Groenlândia (por exemplo) com um núcleo da Antártica. Nos casos em que a tefra vulcânica é intercalada com gelo, ela pode ser datada usando datação por argônio / argônio e, portanto, fornecer pontos fixos para a datação do gelo. A decomposição do urânio também foi usada para datar núcleos de gelo. Outra abordagem é usar técnicas de probabilidade bayesiana para encontrar a combinação ideal de vários registros independentes. Essa abordagem foi desenvolvida em 2010 e, desde então, foi transformada em uma ferramenta de software, DatIce.

A fronteira entre o Pleistoceno e o Holoceno , cerca de 11.700 anos atrás, agora está formalmente definida com referência a dados sobre núcleos de gelo da Groenlândia. As definições formais de limites estratigráficos permitem que cientistas em diferentes locais correlacionem suas descobertas. Freqüentemente, envolvem registros fósseis, que não estão presentes em núcleos de gelo, mas os núcleos têm informações paleoclimáticas extremamente precisas que podem ser correlacionadas com outros proxies climáticos.

A datação de mantos de gelo provou ser um elemento-chave no fornecimento de datas para registros paleoclimáticos. De acordo com Richard Alley , "Em muitos aspectos, os núcleos de gelo são as 'pedras de roseta' que permitem o desenvolvimento de uma rede global de registros paleoclimáticos datados com precisão usando as melhores idades determinadas em qualquer lugar do planeta".

Análise visual

Uma série de faixas claras e escuras, com setas identificando as faixas mais claras
Seção de 19 cm de comprimento do núcleo de gelo GISP 2 de 1855 m mostrando a estrutura da camada anual iluminada de baixo por uma fonte de fibra óptica. A seção contém 11 camadas anuais com camadas de verão (com setas) imprensadas entre camadas de inverno mais escuras.

Os núcleos mostram camadas visíveis, que correspondem à queda de neve anual no local do núcleo. Se um par de fossos for cavado na neve fresca com uma parede fina entre eles e um dos fossos for coberto, um observador no fosso coberto verá as camadas reveladas pela luz do sol brilhando. Uma cova de quase dois metros pode mostrar desde menos de um ano de neve até vários anos de neve, dependendo da localização. Os postes deixados na neve de ano para ano mostram a quantidade de neve acumulada a cada ano, e isso pode ser usado para verificar se a camada visível em um poço de neve corresponde à queda de neve de um único ano.

No centro da Groenlândia, um ano típico pode produzir dois ou três pés de neve no inverno, mais alguns centímetros de neve no verão. Quando isso se transforma em gelo, as duas camadas formarão não mais do que trinta centímetros de gelo. As camadas correspondentes à neve de verão conterão bolhas maiores que as de inverno, de forma que as camadas alternadas permanecem visíveis, o que permite fazer a contagem regressiva de um núcleo e determinar a idade de cada camada. À medida que a profundidade aumenta até o ponto em que a estrutura do gelo muda para um clatrato, as bolhas não são mais visíveis e as camadas não podem mais ser vistas. As camadas de poeira agora podem se tornar visíveis. O gelo dos núcleos da Groenlândia contém poeira transportada pelo vento; a poeira aparece mais fortemente no final do inverno e aparece como camadas cinzentas turvas. Essas camadas são mais fortes e mais fáceis de ver às vezes no passado, quando o clima da Terra era frio, seco e ventoso.

Qualquer método de contagem de camadas acaba encontrando dificuldades, pois o fluxo do gelo faz com que as camadas se tornem mais finas e mais difíceis de ver com o aumento da profundidade. O problema é mais agudo em locais onde o acúmulo é alto; locais de baixo acúmulo, como a Antártica central, devem ser datados por outros métodos. Por exemplo, na Vostok, a contagem de camadas só é possível até a idade de 55.000 anos.

Quando ocorre o derretimento do verão, a neve derretida recongela-se mais abaixo na neve e no firn, e a camada de gelo resultante tem muito poucas bolhas, por isso é fácil reconhecê-la no exame visual de um núcleo. A identificação dessas camadas, tanto visualmente quanto medindo a densidade do núcleo em relação à profundidade, permite o cálculo de uma porcentagem de fusão (MF): uma MF de 100% significaria que o depósito de neve a cada ano apresentava evidências de derretimento. Os cálculos MF são calculados em vários sites ou longos períodos de tempo para suavizar os dados. Gráficos de dados de MF ao longo do tempo revelam variações no clima e mostram que desde o final do século 20 as taxas de derretimento têm aumentado.

Além da inspeção manual e registro dos recursos identificados em uma inspeção visual, os núcleos podem ser escaneados opticamente para que um registro visual digital esteja disponível. Isso requer que o núcleo seja cortado no sentido do comprimento, para que uma superfície plana seja criada.

Análise isotópica

A composição isotópica do oxigênio em um núcleo pode ser usada para modelar o histórico de temperatura da camada de gelo. O oxigênio tem três isótopos estáveis,16
O
,17
O
e18
O
. A relação entre18
O
e16
O
indica a temperatura quando a neve caiu. Porque16
O
é mais leve que18
O
, água contendo16
O
é um pouco mais provável de se transformar em vapor e água contendo18
O
é um pouco mais propenso a condensar de vapor em chuva ou cristais de neve. Em temperaturas mais baixas, a diferença é mais pronunciada. O método padrão de registro do18
O
/16
A
proporção de O é subtrair a proporção em um padrão conhecido como água do oceano média padrão (SMOW):

onde o sinal ‰ indica partes por mil . Uma amostra com o mesmo18
O
/16
Razão de O , pois SMOW tem um δ 18 Ode 0 ‰; uma amostra que está esgotada em18
O
tem um δ 18 O negativo. Combinando o δ 18 Omedições de uma amostra de núcleo de gelo com a temperatura do poço na profundidade de onde veio fornecem informações adicionais, em alguns casos levando a correções significativas para as temperaturas deduzidas do δ 18 Odados. Nem todos os furos podem ser usados ​​nessas análises. Se o local experimentou derretimento significativo no passado, o poço não preservará mais um registro preciso da temperatura.

As taxas de hidrogênio também podem ser usadas para calcular um histórico de temperatura. Deutério (2
H
ou D) é mais pesado que o hidrogênio (1
H
) e torna a água mais propensa a condensar e menos propensa a evaporar. Uma razão δ D pode ser definida da mesma maneira que δ 18 O. Existe uma relação linear entre δ 18 Oe δ D:

onde d é o excesso de deutério. Pensava-se que esta significava que era necessário medir ambos os rácios em um dado núcleo, mas em 1979 Merlivat e Jouzel mostrou que o excesso de deutério reflecte a temperatura, humidade relativa, e a velocidade do vento do oceano onde a humidade originada. Desde então, é costume medir ambos.

Registros de isótopos de água, analisados ​​em núcleos de Camp Century e Dye 3 na Groenlândia, foram fundamentais na descoberta de eventos Dansgaard-Oeschger - aquecimento rápido no início de um interglacial , seguido por resfriamento mais lento. Outras razões isotópicas têm sido estudadas, por exemplo, a razão entre13
C
e12
C
pode fornecer informações sobre as mudanças anteriores no ciclo do carbono . Combinar essas informações com os registros dos níveis de dióxido de carbono, também obtidos a partir de testemunhos de gelo, fornece informações sobre os mecanismos por trás das mudanças no CO
2
hora extra.

Amostragem paleoatmosférica

Três gráficos dispostos um acima do outro;  o CO2 e a temperatura podem ser vistos visualmente como correlacionados;  o gráfico de poeira é inversamente correlacionado com os outros dois
Gráfico de CO 2 (verde), temperatura reconstruída (azul) e poeira (vermelha) do núcleo de gelo Vostok nos últimos 420.000 anos
Gráfico mostrando a relação entre a profundidade abaixo da superfície e a fração da concentração da superfície na superfície, para vários gases
Gases destruidores da camada de ozônio no firn da Groenlândia.

Na década de 1960, sabia-se que a análise do ar aprisionado nos núcleos de gelo forneceria informações úteis sobre a paleoatmosfera , mas foi apenas no final da década de 1970 que um método de extração confiável foi desenvolvido. Os primeiros resultados incluíram uma demonstração de que o CO
2
a concentração era 30% menor no último máximo glacial do que antes do início da era industrial. Outras pesquisas demonstraram uma correlação confiável entre CO
2
níveis e a temperatura calculada a partir de dados de isótopos de gelo.

Porque CH
4
(metano) é produzido em lagos e pântanos , a quantidade na atmosfera é correlacionada com a força das monções , que por sua vez são correlacionadas com a força da insolação de verão de baixa latitude . Uma vez que a insolação depende de ciclos orbitais , para os quais uma escala de tempo está disponível em outras fontes, CH
4
pode ser usado para determinar a relação entre a profundidade do núcleo e a idade. N
2
Os
níveis de O (óxido nitroso) também estão correlacionados com os ciclos glaciais, embora em baixas temperaturas o gráfico difira um pouco do CO
2
e CH
4
gráficos. Da mesma forma, a razão entre N
2
(nitrogênio) e O
2
(oxigênio) pode ser usado para datar núcleos de gelo: conforme o ar é gradualmente preso pela neve se transformando em firme e, em seguida, gelo, O
2
é perdido mais facilmente do que N
2
, e a quantidade relativa de O
2
correlaciona-se com a força da insolação local de verão. Isso significa que o ar preso retém, na proporção de O
2
para N
2
, um registro da insolação do verão e, portanto, a combinação desses dados com os dados do ciclo orbital estabelece um esquema de datação do núcleo de gelo.

A difusão dentro da camada firme causa outras alterações que podem ser medidas. A gravidade faz com que moléculas mais pesadas sejam enriquecidas na parte inferior de uma coluna de gás, com a quantidade de enriquecimento dependendo da diferença de massa entre as moléculas. As temperaturas mais baixas fazem com que as moléculas mais pesadas sejam mais enriquecidas na parte inferior de uma coluna. Esses processos de fracionamento em ar aprisionado, determinados pela medição do15
N
/14
A
razão N e de néon , criptônio e xenônio foram usados ​​para inferir a espessura da camada firme e determinar outras informações paleoclimáticas, como as temperaturas médias anteriores do oceano. Alguns gases, como o hélio, podem se difundir rapidamente através do gelo, então pode ser necessário testar esses "gases fugitivos" minutos após o núcleo ser recuperado para obter dados precisos. Os clorofluorcarbonos (CFCs), que contribuem para o efeito estufa e também causam a perda de ozônio na estratosfera , podem ser detectados em núcleos de gelo após cerca de 1950; quase todos os CFCs na atmosfera foram criados pela atividade humana.

Os núcleos da Groenlândia, em tempos de transição climática, podem apresentar excesso de CO2 em bolhas de ar quando analisados, devido à produção de CO2 por impurezas ácidas e alcalinas.

Glacioquímica

A neve do verão na Groenlândia contém algum sal marinho, expelido das águas circundantes; há menos no inverno, quando grande parte da superfície do mar está coberta por gelo. Da mesma forma, o peróxido de hidrogênio aparece apenas na neve do verão porque sua produção na atmosfera requer luz solar. Essas mudanças sazonais podem ser detectadas porque levam a mudanças na condutividade elétrica do gelo. Colocar dois eletrodos com alta tensão entre eles na superfície do núcleo de gelo fornece uma medição da condutividade naquele ponto. Arrastá-los ao longo do comprimento do núcleo e registrar a condutividade em cada ponto dá um gráfico que mostra uma periodicidade anual. Esses gráficos também identificam mudanças químicas causadas por eventos não sazonais, como incêndios florestais e grandes erupções vulcânicas. Quando um evento vulcânico conhecido, como a erupção de Laki na Islândia em 1783, pode ser identificado no registro do núcleo de gelo, ele fornece uma verificação cruzada da idade determinada pela contagem de camadas. O material de Laki pode ser identificado em núcleos de gelo da Groenlândia, mas não se espalhou até a Antártica; a erupção de Tambora em 1815, na Indonésia, injetou material na estratosfera e pode ser identificada nos núcleos de gelo da Groenlândia e da Antártica. Se a data da erupção não for conhecida, mas puder ser identificada em vários núcleos, a datação do gelo pode, por sua vez, fornecer uma data para a erupção, que pode então ser usada como uma camada de referência. Isso foi feito, por exemplo, em uma análise do clima para o período de 535 a 550 DC, que se pensava ter sido influenciado por uma erupção tropical desconhecida por volta de 533 DC; mas que acabou sendo causada por duas erupções, uma em 535 ou início de 536 DC, e uma segunda em 539 ou 540 DC. Existem também pontos de referência mais antigos, como a erupção do Toba há cerca de 72.000 anos.

Muitos outros elementos e moléculas foram detectados em núcleos de gelo. Em 1969, foi descoberto que os níveis de chumbo no gelo da Groenlândia aumentaram por um fator de mais de 200 desde os tempos pré-industriais, e aumentos em outros elementos produzidos por processos industriais, como cobre , cádmio e zinco , também foram registrados. A presença de ácido nítrico e sulfúrico ( HNO
3
e H
2
TÃO
4
) na precipitação pode se correlacionar com o aumento da combustão de combustível ao longo do tempo. Metanossulfonato (MSA) ( CH
3
TÃO-
3
) é produzido na atmosfera por organismos marinhos, portanto, os registros de núcleos de gelo do MSA fornecem informações sobre a história do ambiente oceânico. Ambos peróxido de hidrogênio ( H
2
O
2
) e formaldeído ( HCHO ) foram estudados, juntamente com moléculas orgânicas, como o negro de fumo, que estão ligadas a emissões de vegetação e incêndios florestais. Algumas espécies, como cálcio e amônio , apresentam forte variação sazonal. Em alguns casos, há contribuições de mais de uma fonte para uma determinada espécie: por exemplo, o Ca ++ vem tanto da poeira quanto de fontes marinhas; a entrada marinha é muito maior do que a entrada de poeira e, portanto, embora as duas fontes tenham pico em épocas diferentes do ano, o sinal geral mostra um pico no inverno, quando a entrada marinha está no máximo. Sinais sazonais podem ser apagados em locais onde o acúmulo é baixo, por ventos de superfície; nestes casos, não é possível datar camadas individuais de gelo entre duas camadas de referência.

Algumas das espécies químicas depositadas podem interagir com o gelo, então o que é detectado em um núcleo de gelo não é necessariamente o que foi originalmente depositado. Exemplos incluem HCHO e H
2
O
2
. Outra complicação é que em áreas com baixas taxas de acumulação, a deposição de neblina pode aumentar a concentração na neve, às vezes a ponto de a concentração atmosférica ser superestimada por um fator de dois.

Impurezas solúveis encontradas em núcleos de gelo
Fonte Através da Medido no gelo polar
Oceanos Ondas e vento Sal marinho: Na+
, Cl-
, Mg2+
, Ca2+
, SO2−
4
, K+
Terra Aridez e vento Sais terrestres: Mg2+
, Ca2+
, CO2−
3
, SO2−
4
, aluminossilicatos
Emissões de gases humanas e biológicas: SO
2
, (CH
3
)
2
S
, H
2
S
, COS , NO
x
, NH
3
, hidrocarbonetos e halocarbonos
Química atmosférica: O
3
, H
2
O
2
, OH , RO
2
, NÃO
3
,
H+
, NH+
4
, Cl-
, NÃO-
3
, SO2−
4
, CH
3
TÃO-
3
, F-
, HCOO-
, outros compostos orgânicos

Radionuclídeos

Gráfico mostrando abundância de 36Cl contra a profundidade da neve, mostrando um pico no momento dos testes nucleares acima do solo
36 Cl dos testes nucleares da década de 1960 no gelo de uma geleira dos Estados Unidos.

Os raios cósmicos galácticos produzem10
Esteja
na atmosfera a uma taxa que depende do campo magnético solar. A força do campo está relacionada com a intensidade da radiação solar , então o nível de10
Estar
na atmosfera é um substituto do clima. A espectrometria de massa do acelerador pode detectar os baixos níveis de10
Esteja
nos núcleos de gelo, cerca de 10.000 átomos em um grama de gelo, e estes podem ser usados ​​para fornecer registros de longo prazo da atividade solar. Tritium (3
H
), criado por testes de armas nucleares nas décadas de 1950 e 1960, foi identificado em núcleos de gelo, e ambos 36 Cl e239
O Pu
foi encontrado em núcleos de gelo na Antártica e na Groenlândia. O cloro-36, que tem meia-vida de 301.000 anos, tem sido usado para datar os núcleos, assim como o criptônio (85
Kr
, com meia-vida de 11 anos), chumbo (210
Pb
, 22 anos) e silício (32
Si
, 172 anos).

Outras inclusões

Meteoritos e micrometeoritos que pousam no gelo polar às vezes são concentrados por processos ambientais locais. Por exemplo, há lugares na Antártica onde os ventos evaporam o gelo da superfície, concentrando os sólidos que ficam para trás, incluindo meteoritos. Lagoas de água derretida também podem conter meteoritos. Na Estação Pólo Sul , o gelo em um poço é derretido para fornecer um suprimento de água, deixando micrometeoritos para trás. Eles foram coletados por um "aspirador de pó" robótico e examinados, levando a melhores estimativas de seu fluxo e distribuição de massa. O poço não é um núcleo de gelo, mas a idade do gelo que foi derretido é conhecida, portanto, a idade das partículas recuperadas pode ser determinada. O poço se torna cerca de 10 m mais profundo a cada ano, então os micrometeoritos coletados em um determinado ano são cerca de 100 anos mais velhos do que os do ano anterior. O pólen , um componente importante dos núcleos de sedimentos, também pode ser encontrado em núcleos de gelo. Ele fornece informações sobre as mudanças na vegetação.

Propriedades físicas

Além das impurezas em um núcleo e da composição isotópica da água, as propriedades físicas do gelo são examinadas. Recursos como tamanho do cristal e orientação do eixo podem revelar a história dos padrões de fluxo de gelo na camada de gelo. O tamanho do cristal também pode ser usado para determinar datas, embora apenas em núcleos rasos.

História

Primeiros anos

Um homem em uma passarela entre duas prateleiras altas carregadas com amostras de gelo
Uma loja de amostras básicas

Em 1841 e 1842, Louis Agassiz fez furos no Unteraargletscher nos Alpes ; estes foram perfurados com barras de ferro e não produziram núcleos. O furo mais profundo alcançado foi de 60 m. Na expedição Antártica de Erich von Drygalski em 1902 e 1903, buracos de 30 m foram perfurados em um iceberg ao sul das Ilhas Kerguelen e leituras de temperatura foram feitas. O primeiro cientista a criar uma ferramenta de amostragem de neve foi James E. Church , descrito por Pavel Talalay como "o pai da pesquisa moderna de neve". No inverno de 1908-1909, a Igreja construiu tubos de aço com ranhuras e cabeças de corte para recuperar núcleos de neve de até 3 m de comprimento. Dispositivos semelhantes estão em uso hoje, modificados para permitir a amostragem a uma profundidade de cerca de 9 m. Eles são simplesmente empurrados para a neve e girados à mão.

O primeiro estudo sistemático de camadas de neve e firn foi por Ernst Sorge, que fez parte da Expedição Alfred Wegener ao centro da Groenlândia em 1930-1931. Sorge cavou um fosso de 15 m para examinar as camadas de neve, e seus resultados foram posteriormente formalizados na Lei de Densificação de Sorge por Henri Bader, que passou a fazer trabalhos de testemunhagem adicionais no noroeste da Groenlândia em 1933. No início dos anos 1950, uma expedição SIPRE levou cova amostras ao longo de grande parte do manto de gelo da Groenlândia, obtendo dados iniciais de proporção de isótopos de oxigênio. Três outras expedições na década de 1950 começaram o trabalho de coleta de gelo: uma expedição antártica conjunta norueguesa-britânica-sueca (NBSAE), em Queen Maud Land na Antártica; o Juneau Ice Field Research Project (JIRP), no Alasca ; e Expéditions Polaires Françaises , no centro da Groenlândia. A qualidade do núcleo era ruim, mas algum trabalho científico foi feito no gelo recuperado.

O Ano Geofísico Internacional (1957–1958) viu um aumento na pesquisa de glaciologia em todo o mundo, com um dos alvos de pesquisa de alta prioridade sendo núcleos profundos em regiões polares. O SIPRE conduziu testes de perfuração piloto em 1956 (a 305 m) e 1957 (a 411 m) no Local 2 na Groenlândia; o segundo núcleo, com o benefício da experiência de perfuração do ano anterior, foi recuperado em condições muito melhores, com menos lacunas. Na Antártica, um núcleo de 307 m foi perfurado na estação Byrd em 1957–1958, e um núcleo de 264 m em Little America V , na plataforma de gelo Ross , no ano seguinte. O sucesso da perfuração do núcleo IGY levou a um maior interesse em melhorar as capacidades de testemunhagem de gelo, e foi seguido por um projeto CRREL em Camp Century, onde no início dos anos 1960 três furos foram perfurados, o mais profundo alcançando a base do manto de gelo em 1387 m em julho de 1966. A broca usada em Camp Century foi então para a Estação Byrd, onde um buraco de 2.164 m foi perfurado para formar a rocha antes que a broca fosse congelada no poço por água derretida de gelo e teve que ser abandonada.

Projetos franceses, australianos e canadenses das décadas de 1960 e 1970 incluem um núcleo de 905 m no Dome C na Antártica, perfurado pelo CNRS ; núcleos no Law Dome perfurados pela ANARE , a partir de 1969 com um núcleo de 382 m; e núcleos da calota polar Devon recuperados por uma equipe canadense na década de 1970.

Núcleos profundos da Antártica

Gráfico mostrando os níveis de CO2, realçado para indicar os ciclos glaciais
Dados compostos para o Domo C, níveis de CO 2 (ppm) que remontam a quase 800.000 anos e ciclos glaciais relacionados.

Os projetos soviéticos de perfuração de gelo começaram na década de 1950, em Franz Josef Land , nos Urais , em Novaya Zemlya e em Mirny e Vostok na Antártica; nem todos esses primeiros furos recuperaram núcleos. Nas décadas seguintes, o trabalho continuou em vários locais da Ásia. A perfuração na Antártica concentrou-se principalmente em Mirny e Vostok, com uma série de furos profundos em Vostok iniciada em 1970. O primeiro furo profundo em Vostok atingiu 506,9 m em abril de 1970; em 1973, uma profundidade de 952 m foi atingida. Um furo subsequente, o Vostok 2, perfurado de 1971 a 1976, atingiu 450 m, e o Vostok 3 atingiu 2.202 m em 1985 após seis temporadas de perfuração. O Vostok 3 foi o primeiro núcleo a recuperar gelo do período glacial anterior, 150.000 anos atrás. A perfuração foi interrompida por um incêndio no campo em 1982, mas novas perfurações começaram em 1984, atingindo 2546 m em 1989. Um quinto núcleo Vostok foi iniciado em 1990, atingiu 3661 m em 2007 e foi posteriormente estendido para 3769 m. A idade estimada do gelo é de 420.000 anos a 3310 m de profundidade; abaixo desse ponto, é difícil interpretar os dados de forma confiável por causa da mistura do gelo.

Os núcleos de gelo EPICA Dome C e Vostok comparados

EPICA , uma colaboração europeia de coring de gelo, foi formada na década de 1990, e dois furos foram perfurados na Antártica Oriental: um em Dome C, que atingiu 2.871 m em apenas duas temporadas de perfuração, mas que levou mais quatro anos para atingir o leito rochoso em 3.260 m; e um na Estação Kohnen , que atingiu o leito rochoso a 2.760 m em 2006. O núcleo do Dome C tinha taxas de acumulação muito baixas, o que significa que o registro climático se estendeu por um longo caminho; no final do projeto, os dados utilizáveis ​​se estendiam para 800.000 anos atrás.

Outros núcleos Antárticos profundos incluíram um projeto japonês no Domo F , que atingiu 2.503 m em 1996, com uma idade estimada de 330.000 anos para a parte inferior do núcleo; e um buraco subsequente no mesmo local que atingiu 3.035 m em 2006, com estimativa de atingir o gelo de 720.000 anos de idade. As equipes dos EUA perfuraram na Estação McMurdo na década de 1990 e em Taylor Dome (554 m em 1994) e Siple Dome (1004 m em 1999), com ambos os núcleos atingindo o gelo do último período glacial. O projeto do Manto de Gelo da Antártica Ocidental (WAIS), concluído em 2011, atingiu 3.405 m; o local tem um alto acúmulo de neve, de modo que o gelo remonta apenas 62.000 anos, mas, como consequência, o núcleo fornece dados de alta resolução para o período que cobre. Um núcleo de 948 m foi perfurado na Ilha Berkner por um projeto gerenciado pelo British Antarctic Survey de 2002 a 2005, estendendo-se até o último período glacial; e um projeto ITASE gerido pela Itália concluiu um núcleo de 1620 m no Talos Dome em 2007.

Em 2016, os núcleos foram recuperados das colinas de Allan, na Antártica, em uma área onde o gelo antigo estava próximo à superfície. Os núcleos foram datados por datação de potássio-argônio; A datação tradicional do núcleo de gelo não é possível, pois nem todas as camadas estavam presentes. Descobriu-se que o núcleo mais antigo inclui gelo de 2,7 milhões de anos atrás - de longe o gelo mais antigo datado de um núcleo.

Núcleos profundos da Groenlândia

Em 1970, começaram as discussões científicas que resultaram no Projeto do Manto de Gelo da Groenlândia (GISP), uma investigação multinacional sobre o manto de gelo da Groenlândia que durou até 1981. Anos de trabalho de campo foram necessários para determinar a localização ideal para um núcleo profundo; o trabalho de campo incluiu vários núcleos de profundidade intermediária, em Dye 3 (372 m em 1971), Milcent (398 m em 1973) e Creta (405 m em 1974), entre outros. Um local no centro-norte da Groenlândia foi selecionado como ideal, mas restrições financeiras obrigaram o grupo a perfurar em Dye 3, no início de 1979. O buraco atingiu a rocha a 2037 m, em 1981. Dois furos, 30 km um do outro, foram eventualmente perfurados na localização centro-norte, no início da década de 1990, por dois grupos: GRIP , um consórcio europeu, e GISP-2, um grupo de universidades americanas. GRIP atingiu o leito rochoso a 3.029 m em 1992, e o GISP-2 atingiu o leito rochoso a 3.053 m no ano seguinte. Ambos os testemunhos foram limitados a cerca de 100.000 anos de informações climáticas e, uma vez que se pensava que isso estava conectado à topografia da rocha subjacente à camada de gelo nos locais de perfuração, um novo local foi selecionado 200 km ao norte de GRIP, e um novo projeto , NorthGRIP , foi lançado como um consórcio internacional liderado pela Dinamarca. A perfuração começou em 1996; o primeiro furo teve que ser abandonado a 1400 m em 1997, e um novo furo foi iniciado em 1999, atingindo 3085 m em 2003. O furo não atingiu o leito rochoso, mas terminou em um rio subglacial. O núcleo fornecia dados climáticos até 123.000 anos atrás, que cobriam parte do último período interglacial. O projeto subsequente do Eemian da Groenlândia do Norte ( NEEM ) recuperou um núcleo de 2.537 m em 2010 de um local mais ao norte, estendendo o registro climático para 128.500 anos atrás; O NEEM foi seguido pelo EastGRIP , que começou em 2015 no leste da Groenlândia e estava planejado para ser concluído em 2020. Em março de 2020, a campanha de campo do EGRIP 2020 foi cancelada devido à pandemia COVID-19 em andamento . O futuro do projeto permanece incerto.

Núcleos não polares

Testemunhos de gelo foram perfurados em locais distantes dos pólos, principalmente no Himalaia e nos Andes . Alguns desses núcleos remontam ao último período glacial, mas são mais importantes como registros de eventos do El Niño e das estações de monções no sul da Ásia. Testes também foram perfurados no Monte Kilimanjaro , nos Alpes, e na Indonésia, Nova Zelândia, Islândia, Escandinávia, Canadá e Estados Unidos.

Planos futuros

O IPICS (Parcerias Internacionais em Ciências do Núcleo de Gelo) produziu uma série de documentos que descrevem os desafios futuros e objetivos científicos para a comunidade científica do núcleo de gelo. Isso inclui planos para:

  • Recupere núcleos de gelo que datam de mais de 1,2 milhão de anos, a fim de obter várias iterações do registro de núcleo de gelo para os ciclos climáticos de 40.000 anos que operavam naquela época. Os núcleos atuais remontam a mais de 800.000 anos e mostram ciclos de 100.000 anos.
  • Melhore as cronologias do núcleo de gelo, incluindo a conexão de cronologias de vários núcleos.
  • Identifique proxies adicionais de núcleos de gelo, por exemplo, para gelo marinho, produtividade biológica marinha ou incêndios florestais.
  • Perfure núcleos adicionais para fornecer dados de alta resolução para os últimos 2.000 anos, para usar como entrada para modelagem climática detalhada.
  • Identifique um fluido de perfuração aprimorado
  • Melhorar a capacidade de lidar com gelo quebradiço, tanto durante a perfuração quanto no transporte e armazenamento
  • Encontre uma maneira de lidar com núcleos que têm água pressurizada na rocha
  • Crie uma broca leve padronizada, capaz de perfurar tanto buracos úmidos quanto secos, e capaz de atingir profundidades de até 1000 m.
  • Melhore o manuseio do núcleo para maximizar as informações que podem ser obtidas de cada núcleo.

Veja também

Referências

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Fontes

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