ליבת קרח

מתוך ויקיפדיה, האנציקלופדיה החופשית
An ice core being slid out of a drill barrel sideways
דגימת ליבת קרח שנלקחה ממקדחה. צילום - לוני תומפסון, מרכז חקר הקוטב על שם ריצ'רד בירד

ליבת קרח היא דגימת ליבה, שמוסרת בדרך כלל משכבת קרח או מקרחון הרים גבוה. הקרח נוצר מהצטברות שלג שכבתית שנתית, ולכן השכבות התחתונות ישנות יותר מהעליונות. ליבת קרח מכילה קרח שנוצר לאורך טווח שנים ממושך. ליבות נקדחות במקדחי יד לשם הוצאת ליבה רדודה או מקדחות מכניות-חשמליות, לעומק של למעלה משני מיילים (3.2 ק"מ), ומכילות קרח שגילו עד 800,000 שנה.

ניתן להשתמש בתכונות הפיזיקליות של הקרח ושל החומר הכלוא בו לשחזור האקלים בטווח הגילאים של הליבה. הפרופורציות של איזוטופי חמצן ומימן שונים מספקות מידע על טמפרטורות עתיקות, וניתן לנתח את האוויר הכלוא בבועות זעירות כדי לקבוע את רמת הגזים האטמוספיריים כמו פחמן דו-חמצני. מכיוון שזרימת החום בשכבת קרח גדולה איטית מאוד, טמפרטורת חור הקידוח היא אינדיקטור נוסף לטמפרטורה בעבר. ניתן לשלב נתונים אלה כדי למצוא את מודל האקלים שמשקף בצורה המדויקת ביותר את הנתונים הזמינים.

זיהומים בליבות קרח עשויים להיות תלויים במיקום. אזורי חוף נוטים יותר לכלול חומר ממוצא ימי, כגון יונים במלח ים. ליבות קרח בגרינלנד מכילות שכבות של לס המתואמות לתקופות קרות ויבשות בעבר, כאשר מדבריות קרים נסחפו ברוח. אלמנטים רדיואקטיביים, שמקורם טבעי או שנוצרו באמצעות ניסויים גרעיניים, יכולים לשמש לתארוך שכבות הקרח. כמה אירועים וולקניים שהיו חזקים מספיק כדי לשלוח חומרים ברחבי העולם השאירו חתימה על ליבות רבות ושונות בהן ניתן להשתמש כדי לסנכרן את מאזני הזמן שלהן.

ליבות קרח נחקרו מאז תחילת המאה ה-20, וכמה ליבות שנקדחו בהשראת השנה הגיאופיזית הבינלאומית (1957–1958) הגיעו לעומקים של למעלה מ-400 מ', שיא שנשבר בשנות השישים בקידוח לעומק 2,164 מ' בתחנת בירד באנטארקטיקה. פרויקטים של קידוחי קרח סובייטים באנטארקטיקה כוללים עשורים של עבודה בתחנת ווסטוק, כשהליבה העמוקה ביותר מגיעה לעומק של 3,769 מ'. לאורך השנים נקדחו ליבות עמוקות רבות אחרות באנטארקטיקה, בהן פרויקט מדף הקרח המערבי באנטארקטיקה, וליבות המנוהלות על ידי הסקר האנטארקטי הבריטי והמשלחת המדעית הבין-אנטארקטית (International Trans-Antarctic Scientific Expedition - ITASE) (אנ'). בשנות השבעים החל בגרינלנד רצף פרויקטים שיתופיים, והראשון שבו היה פרויקט מדף הקרח בגרינלנד (East Greenland Ice-Core Project); היו מספר פרויקטים של מעקב, כאשר האחרון, פרויקט ליבת הקרח של מזרח גרינלנד, צפוי להשלים קידוח ליבה עמוק במזרח גרינלנד בשנת 2020.

מבנה יריעות קרח וליבות[עריכת קוד מקור | עריכה]

A scientist in a pit of snow
דגימת פני הקרחון של טאקו באלסקה. בין שלג פני השטח לבין הקרחון הכחול יש שכבת קרח (Firn) צפופה יותר ויותר.

ליבת קרח היא עמוד אנכי שנקדח דרך קרחון ודוגם את השכבות שנוצרו דרך מחזור שנתי של שלג ושל שלג נמס.[1] כאשר השלג מצטבר, כל שכבה נלחצת על השכבות התחתונות, מה שהופך אותן לדחוסות יותר עד שהן הופכות לשכבת שלג ישנה, הנקראת פירן (Firn) (אנ'). פירן אינו צפוף מספיק כדי למנוע בריחת אוויר; אך בצפיפות של בערך 830 ק"ג / מ' 3 הוא הופך לקרח, והאוויר שבפנים אטום, כך שבועות אוויר לוכדות את הרכב האטמוספירה בזמן שנוצר הקרח. העומק שבו תהליך זה קורה משתנה עם המיקום, אך בגרינלנד ובאנטארקטיקה הוא נע בין 64 מ' עד 115 מ'.[2] מכיוון שקצב ירידת השלג משתנה מאתר לאתר, הגיל של הפירן כשהוא הופך לקרח מגוון מאוד. במחנה הפסגה (Summit Camp) בגרינלנד עומקו 77 מ' והקרח בן 230 שנה; בכיפה C באנטארקטיקה העומק הוא 95 מ' והגיל - 2,500 שנה.[3] ככל שנבנות שכבות נוספות, הלחץ עולה, ובסביבות 1,500 מ' מבנה הגביש של הקרח משתנה ממשושה לקובייתי, ומאפשר למולקולות אוויר לנוע אל גבישי הקוביות וליצור סריגים (Clathrate compound). הבועות נעלמות והקרח הופך לשקוף יותר.[4]

שניים או שלושה מטרים של שלג עשויים להפוך לפחות מרגל (30 ס"מ בערך) של קרח.[4] המשקל שלמעלה הופך שכבות קרח עמוקות יותר לדקות וזורמות החוצה. קרח הולך לאיבוד בקצוות של הקרחון והופך לקרחונים, או עובר התכה (המסה) בקיץ, והצורה הכללית של הקרחון אינה משתנה הרבה עם הזמן.[5] הזרימה החיצונית יכולה לעוות את השכבות, ולכן רצוי לקדוח ליבות קרח עמוקות במקומות שיש בהם מעט מאוד זרימה. ניתן לאתר מקומות אלה באמצעות מפות של קווי הזרימה.[6]

זיהומים בקרח מספקים מידע על הסביבה ממועד יצירת המשקעים. אלה כוללים פיח, אפר וסוגי חלקיקים אחרים משריפות יערות והרי געש; איזוטופים כגון בריליום-10 שנוצרו על ידי קרניים קוסמיות; מיקרומטאוריטים; ואבקה.[1] השכבה הנמוכה ביותר של קרחון, המכונה קרח בסיסי, נוצרת לעיתים קרובות ממי נמס תת-קרחוניים שהוקפאו מחדש. עוביה יכול להיות עד 20 מ', ואף על פי שיש לה ערך מדעי (למשל, היא עשויה להכיל אוכלוסיות מיקרוביאליות תת-קרחוניות), לעיתים קרובות היא לא שומרת מידע סטרטיגרפי (מידע מהימן על תכולת השכבות).[7]

לעיתים קרובות נקדחות ליבות באזורים כמו אנטארקטיקה ומרכז גרינלנד שבהם הטמפרטורה כמעט אף פעם לא חמה מספיק כדי לגרום להתכה, אך השמש בקיץ עדיין יכולה לשנות את השלג. באזורים קוטביים, השמש נראית ביום ובלילה במהלך הקיץ המקומי - ולא נראית במשך כל החורף. עקב כך, היא עשויה לגרום להמראה של שלג ולהשאיר את הסנטימטרים העליונים פחות צפופים. כאשר השמש מתקרבת לנקודה הנמוכה ביותר שלה בשמיים, הטמפרטורה יורדת ונוצרת קרה על השכבה העליונה. הכפור נקבר מתחת לשלג של השנים הבאות ונדחס לשכבות קלות יותר משלג החורף. כתוצאה מכך ניתן לראות רצועות מתחלפות של קרח בהיר יותר וכהה יותר בליבת קרח.[8]

הפקת ליבה[עריכת קוד מקור | עריכה]

Drawing of a cylinder with two helical flanges around it and cutting teeth at the bottom
מקדח קרח - פטנט משנת 1932. העיצוב דומה מאוד למקדחונים מודרניים המשמשים לקידוחים רדודים.[9]

ליבות קרח נאספות על ידי חיתוך סביב גליל קרח באופן שמאפשר את העלאתו אל פני השטח. ליבות מוקדמות נאספו לעיתים קרובות בעזרת מקדחי יד המשמשים עדיין ליצירת חורים קצרים. עיצוב מכונות לקידוח ליבת קרח נעשה בשנת 1932 והשתנה רק מעט מאז. המקדחה היא גליל עם סליל צלעות מתכת עוטף מבחוץ, שבקצהו התחתון להבי חיתוך. מקדחי יד ניתן לסובב על ידי ידית, וחלקם ניתן לחבר למקדחות חשמליות. בעזרת חצובה להנמכה ולהרמה של המקדח, ליבות עד 50 מטר עומק ניתנות לאחזור, אך המגבלה המעשית היא כ-30 מטר למקדחות המונעות על ידי מנוע, ופחות מכך למקדחות יד. לעומק רב יותר משתמשים במקדחות אלקטרומכניות או תרמיות.[9]

מנגנון החיתוך של המקדחה נמצא בקצה התחתון של חבית המקדחה, הצינור שמקיף את הליבה כשהקידוח חותך כלפי מטה. את הגזרים (שבבי קרח שנחתכים על ידי המקדחה) יש למשוך במעלה החור ולהיפטר מהם כדי שלא יפחיתו את יעילות החיתוך של המקדחה.[10] ניתן להסיר אותם על ידי דחיסתם לדפנות החור או לליבה, על ידי זרימת אוויר (קידוח יבש),[11] או על ידי שימוש בנוזל קידוח (קידוח רטוב).[12] קידוחים יבשים מוגבלים לעומק של כ-400 עומק, שכן מתחת לנקודה זו החור נסגר כשהקרח מתעוות ממשקלו של הקרח מעל.[13]

נוזלי קידוח נבחרים לאיזון הלחץ כך שהחור יישאר יציב.[11] על הנוזל להיות בעל צמיגות קינמטית נמוכה כדי להפחית את זמן ההוצאה וההחזרה (Tripping; הזמן שנדרש כדי למשוך את ציוד הקידוח מהחור ולהחזירו לתחתית החור). אחזור של כל קטע מהליבה מצריך הוצאה והחזרה, ולכן מהירות איטית יותר דרך נוזל הקידוח יכולה להוסיף זמן משמעותי לפרויקט - שנה או יותר לחור עמוק. הנוזל חייב לזהם את הקרח כמה שפחות; הוא חייב להיות בעל רעילות נמוכה, ליתר ביטחון וכדי למזער את ההשפעה על הסביבה; הוא חייב להיות זמין בעלות סבירה וקל יחסית להובלה.[14] מבחינה היסטורית, היו שלושה סוגים עיקריים של נוזלים לקידוח קרח: נוזלים דו-רכיביים המבוססים על מוצרים דמויי נפט מעורבבים עם פלואורו-פחמנים להגברת הצפיפות; תרכובות אלכוהול, כולל תמיסות אתנול ואתילן גליקול מימיים; ואסטרים, כולל אנ-בוטיל אצטאט (n-butyl acetate). הוצעו נוזלים חדשים יותר, כולל נוזלים חדשים המבוססים על אסטר, שמני דימתיל סילוקסאן במשקל מולקולרי נמוך, אסטרים של חומצות שומן, ונוזלים על בסיס נפט מעורבבים עם כימיקלים מרחיבים בעזרת קצף (foam-expansion agents).[15]

קידוחים סיבוביים הם שיטת הקידוח העיקרית למינרלים, שיטה ששימשה גם לקידוחי קרח. בשיטה זו נעשה שימוש ברצועה של צינור קידוח שמסתובב מלמעלה, ונוזל קידוח שנשאב במורד הצינור ושוב בחזרה למעלה סביבו. החיתוכים מוסרים מהנוזל בראש החור ואז הנוזל נשאב חזרה למטה.[12] גישה זו דורשת זמני הובלת נוזל ארוכים, מכיוון שיש להניף את כל מיתר המקדחה אל מחוץ לחור, ולנתק כל אורך צינור בנפרד, ואז לחברם מחדש כאשר מכניסים את מיתר המקדחה.[10][16] לצד הקשיים הלוגיסטיים הקשורים בהבאת ציוד כבד לשכבות קרח, הדבר הופך את קדיחת הסיבוב המסורתית ליעילה פחות. לעומת זאת, קידוחי כבלים מאפשרים הוצאת חבית הליבה ממכלול המקדחה כשהיא עדיין בתחתית הקידוח. חבית הליבה מונפת אל פני השטח, והליבה מוסרת; הקנה מורד שוב ומחובר מחדש למכלול המקדחה.[17] חלופה נוספת היא אסדות קידוח גמישות, בהן מיתר הקידוח גמיש מספיק כדי להיות מפותל כאשר הוא נמצא על פני השטח. כך מתבטל הצורך לנתק ולחבר מחדש את הצינורות במהלך הורדה והעלאה של המקדחה.

The bottom of an ice drill
ראש קידוח מכני, מראה של שיני חיתוך

ניתן לבטל את הצורך במיתר צינור קידוח המשתרע מפני השטח לתחתית הקידוח, על ידי תליית כל מכלול המקדחה במורד כבל המספק כוח למנוע במורד החור. מקדחות תלויות בכבלים יכולות לשמש לקדיחות רדודות ועמוקות; הן דורשות התקן נגד מומנט, כגון קפיצי עלים הנלחצים על הקידוח, כדי למנוע את סיבוב גוף המקדחה סביב ראש המקדחה בזמן שהראש חותך את הליבה.[18] נוזל הקידוח בדרך כלל מתערבל כלפי מטה סביב החלק החיצוני של המקדחה ובחזרה בין הליבה לחבית הליבה; הגזרים מאוחסנים בגוף המקדחה, בתא מעל הליבה. כאשר משיבים את הליבה, מרוקן תא הגזרים לקראת ההורדה הבאה. מקדחות מסוימות תוכננו להחזרת ליבה שנייה מחוץ לליבה המרכזית, ובמקדחות אלה ניתן להשתמש בחלל בין שתי הליבות לסירקולציה. קידוחים על גבי כבלים הוכיחו את עצמם כעיצוב האמין ביותר לקידוחי קרח עמוקים.[19][20]

ניתן להשתמש במקדחות תרמיות, החותכות קרח על ידי חימום חשמלי של ראש המקדחה, אך יש להן כמה חסרונות. חלקן תוכננו לעבודה בקרח קר; יש להן צריכת חשמל גבוהה והחום שהן מייצרות יכול לפגוע באיכות ליבת הקרח שנמשכה מתוך הקרח. מקדחות תרמיות מוקדמות, שתוכננו לשימוש ללא נוזל קידוחים, הוגבלו כתוצאה מכך ביכולתן לקדוח לעומק; גרסאות מאוחרות יותר שונו כדי לעבוד בחורים מלאי נוזלים אך כך הואט הקידוח, ובקידוחים אלה נותרו הבעיות של הדגמים הקודמים. בנוסף, מקדחות תרמיות הן בדרך כלל מגושמות ויכולות להיות לא פרקטיות לשימוש באזורים בהם יש קשיים לוגיסטיים. שינויים עדכניים יותר כוללים שימוש בנוזל נגד קיפאון, דבר המבטל את הצורך בחימום מכלול המקדחה וכך מפחית את צורכי אספקת הכוח למקדחה.[21] מקדחות מים חמים משתמשות בסילוני מים חמים בראש המקדחה כדי להמיס את המים סביב הליבה. החסרונות הם שקשה לשלוט במדויק במידות הקידוח, לא ניתן לשמור על הליבה סטרילית בקלות והחום עלול לגרום להלם תרמי לליבה.[22]

בעת קידוחים בקרח ממוזג, לקידוחים תרמיים יתרון על קידוחים אלקטרומכניים (EM): קרח שנמס בלחץ יכול להקפיא מחדש על מקדחות EM ולהפחית את יעילות החיתוך ויכול לסתום חלקים אחרים של המנגנון. מקדחות EM נוטות יותר לשבור ליבות קרח בהן הקרח נמצא בלחץ גבוה.[23]

בעת קידוח חורים עמוקים, הדורשים נוזל קידוח, יש לעטוף את החור במעטפת צינורית, בבטנה גלילית, אחרת נוזל הקידוח ייספג בשלג ובשכבת הקרח (firn). המעטפת צריכה להגיע עד לשכבות הקרח הבלתי חדירות. להתקנת מעטפת ניתן להשתמש במקדח רדוד ליצירת חור פיילוט, אשר מורחב עד שהוא רחב מספיק כדי לקלוט את המעטפת; ניתן להשתמש גם במקדחה בקוטר גדול, המונעת את הצורך בחריצה. אלטרנטיבה למעטפת היא שימוש במים בקידוח כדי להרוות את השלג הנקבובי ושכבת הקרח (firn); בסופו של דבר המים הופכים לקרח.[2]

יש ביקוש שונה לליבות קרח מעומקים שונים, דבר שעלול להוביל למחסור בליבות קרח מעומקים מסוימים. כדי להתמודד עם בעיה זו, מפותחת טכנולוגיה לקידוח ליבות משוכפלות: ליבות נוספות, שנשלפו בקידוח לדופן הקידוח, בעומקים שבהם יש עניין מיוחד. ליבות משוכפלות אוחזרו בהצלחה ב-WAIS Divide (אנ') (במערב אנטארקטיקה) בעונת הקידוח 2012–2013, בארבעה עומקים שונים.[24]

פרויקטים גדולים של ליבות[עריכת קוד מקור | עריכה]

הלוגיסטיקה של כל פרויקט ליבה מורכבת מכיוון שלרוב קשה להגיע למיקומים הנדרשים, ואלה עשויים להיות סמוכים לקטבים. הפרויקטים הגדולים דורשים שנים של תכנון וביצוע, ובדרך כלל מתנהלים כקונסורציומים בינלאומיים. פרויקט EastGRIP, למשל, החל בשנת 2017 בקידוחים במזרח גרינלנד. הוא מנוהל על ידי המרכז לקרח ואקלים (מכון נילס בוהר, אוניברסיטת קופנהגן) בדנמרק,[25] וכולל נציגים מ-12 מדינות בוועדה המנחה.[26] במהלך עונת קידוחים, עשרות אנשים עובדים במחנה,[27] ותמיכה לוגיסטית כוללת הובלה אווירית המסופקת על ידי המשמר הלאומי האמריקני באמצעות מטוסי תובלה מסוג הרקולס בבעלות הקרן הלאומית למדע.[28] בשנת 2015 העביר צוות EastGRIP מתקני מחנה מ-NEEM, אתר קידוח קודם בליבת קרח בגרינלנד, לאתר EastGRIP.[29] הקידוחים צפויים להימשך עד 2020 לפחות.[30]

עיבוד ליבה[עריכת קוד מקור | עריכה]

Scientist standing at a bench, sawing an ice core
ניסור ליבת GRIP (פרויקט ליבת קרח בגרינלנד)

יש הבדלים מסוימים בין פרויקט לפרויקט, אך הצעדים הבאים חייבים להתרחש בין קידוח לאחסון סופי של ליבת הקרח.[31]

המקדחה מסירה טבעת קרח סביב הליבה אך אינה חותכת תחתיה. זרוע מנוף קפיצית הנקראת כלב ליבה (core dog) יכולה לשבור את הליבה ולהחזיק אותה במקומה בזמן שהיא מובאת לפני השטח. לאחר מכן מחלצים את הליבה מחבית המקדחה, בדרך כלל על ידי ההנחה שלה באופן שטוח כך שהליבה תוכל להחליק החוצה אל משטח מוכן.[31] יש לנקות את הליבה מנוזל קידוח כשהיא מחליקה החוצה. עבור פרויקט הליבה של WAIS Divide הוקמה מערכת שאיבה. המשטח שמקבל את הליבה צריך להיות מיושר בצורה מדויקת ככל האפשר בהתאמה לחבית המקדחה כדי למזער את הלחץ המכני על הליבה, אשר יכולה להישבר בקלות. טמפרטורת הסביבה נשמרת הרבה מתחת לקפאון, כדי למנוע הלם תרמי.[32]

יומן נשמר ובו מידע אודות הליבה, כולל אורכה והעומק ממנו נשלפה, וניתן לסמן את הליבה כדי להציג את כיוונה. בדרך כלל היא נחתכת לחלקים קצרים יותר. האורך הסטנדרטי בארצות הברית הוא מטר אחד. לאחר מכן מאחסנים את הליבות באתר, בדרך כלל בחלל מתחת לגובה השלג כדי לפשט את תחזוקת הטמפרטורה, אם כי ניתן להשתמש בקירור נוסף. אם יש להסיר נוזל קידוח נוסף, ייתכן ויינשף אוויר מעל הליבות. כל הדגימות הדרושות לניתוח ראשוני נלקחות. הליבה נארזת לאחר מכן, לעיתים קרובות בפוליאתילן, ומאוחסנת למשלוח. אז נוספת אריזה נוספת, כולל חומר ריפוד. כאשר מועברות הליבות מאתר הקידוח, סיפון הטיסה של המטוס אינו מחומם כדי לסייע בשמירה על טמפרטורה נמוכה; כאשר הן מועברות באנייה עליהן להישמר ביחידת קירור.[32]

ישנם מספר אתרים ברחבי העולם המאחסנים ליבות קרח, כגון המעבדה הלאומית לליבת קרח (National Ice Core Laboratory) (אנ') בארצות הברית. מיקומים אלה מאפשרים זמינות של דגימות לבדיקה. חלק ניכר מכל ליבה מאוחסן לניתוחים עתידיים.[32][33]

קרח פריך[עריכת קוד מקור | עריכה]

מעל טווח עומק המכונה "אזור הקרח הפריך" נכלאות בועות אוויר בקרח בלחץ גדול. כאשר מביאים את הליבה לפני השטח, הבועות יכולות להפעיל לחץ העולה על חוזק המתיחה של הקרח, וכתוצאה מכך נוצרים סדקים ורסיסים. בעומקים גדולים יותר האוויר נעלם לתוך סריגים (clathrates) והקרח הופך להיות יציב שוב. [34] באתר WAIS Divide, אזור הקרח הפריך היה מעומק 520 מ' עד עומק 1,340 מ'.[35]

אזור הקרח הפריך בדרך כלל מספק דגימות באיכות ירודה יותר מאשר שאר חלקי הליבה. ניתן לנקוט כמה צעדים כדי להקל על הבעיה. ניתן למקם כלי עזר בתוך חבית המקדחה כדי לסגור את הליבה לפני העלאתה לפני השטח, אך הדבר מקשה על ניקוי נוזל הקידוח. בקידוח מינרלים, מכונות מיוחדות יכולות להעלות דגימות ליבה אל פני השטח בלחץ, אך זה יקר מדי למיקומים הבלתי נגישים של רוב אתרי הקידוח. שמירה על מתקני העיבוד בטמפרטורות נמוכות מאוד מגבילה זעזועים תרמיים. ליבות שבירות ביותר על פני השטח, ולכן גישה אחרת היא לפרק אותם לאורך של 1 מ' בחור. הכנסת הליבה מקנה המקדחה לרשת עוזרת לשמור עליה מגובשת אם היא מתנפצת. לעיתים קרובות מניחים ליבות שבירות לנוח באחסון באתר המקדחה למשך זמן מה, עד שנה שלמה בין עונות הקידוח, כדי לתת לקרח לשחרר לחץ בהדרגה.

מידע מליבת הקרח[עריכת קוד מקור | עריכה]

תיארוך[עריכת קוד מקור | עריכה]

סוגים רבים ושונים של ניתוחים מבוצעים על ליבות קרח, כולל ספירת שכבות חזותית, בדיקות מוליכות חשמלית ותכונות פיזיקליות, ומבחני הכללת גזים, חלקיקים, רדיונוקלידים (Radionuclide) וצורונים כימיים מולקולריים שונים. כדי שתוצאות בדיקות אלה יהיו שימושיות בשחזור של סביבות קדומות (palaeoenvironments), צריכה להיות דרך לקבוע את הקשר בין עומק הקרח וגילו. הגישה הפשוטה ביותר היא לספור שכבות קרח התואמות את שכבות השלג השנתיות המקוריות, אך זה לא תמיד אפשרי. חלופה היא לדגם את הצטברות הקרח ואת זרימתו כדי לחזות כמה זמן לוקח לשלג שירד להגיע לעומק מסוים. שיטה נוספת היא לתאם רדיונוקלידים או ליצור תואם (קורלציה) בין גזים אטמוספיריים ולוחות זמנים אחרים כגון מחזוריות באלמנטי המסלול של כדור הארץ.[36]

קושי נוסף בתארוך ליבת קרח הוא בכך שגזים יכולים לעבור פעפוע בשכבת הקרח (firn), ולכן הקרח בעומק נתון עשוי להיות עתיק באופן משמעותי יותר מאשר הגזים הלכודים בתוכו. כתוצאה מכך ישנן שתי כרונולוגיות לליבת קרח נתונה: אחת לקרח ואחת לגזים הכלואים. כדי לקבוע את הקשר בין השניים, פותחו מודלים לגבי העומק שבו נלכדים גזים במיקום נתון, אך תחזיותיהם לא תמיד הוכיחו אמינות.[37][38] במקומות עם ירידת שלגים מעטה מאוד, כמו ווסטוק, חוסר הוודאות לגבי ההבדל בין גילאי קרח וגז יכול להיות בטווח של מעל 1,000 שנה.[39]

הצפיפות והגודל של הבועות שנלכדו בקרח מספקים אינדיקציה לגודל הגביש בזמן שנוצרו. גודל הגביש קשור לקצב הגדילה שלו, קצב אשר בתורו תלוי בטמפרטורה, כך שניתן לשלב את תכונות הבועות עם מידע על קצב הצטברות וצפיפות שכבת הקרח (firn) כדי לחשב את הטמפרטורה בה נוצרה השכבה.[40]

ניתן להשתמש בתיארוך פחמן-14 על הפחמן בתוך הפחמן הדו-חמצני (CO2) הכלוא. בשכבות הקרח בקוטב יש בערך 15–20 µg של פחמן בצורה של CO2 בכל קילוגרם קרח, וייתכנו גם חלקיקי קרבונט מאבק שנישא ברוח (לס). ניתן לבודד את הפחמן הדו-חמצני באמצעות ביצוע תהליך של סובלימציה - המראה - של הקרח בחלל ריק, תוך שמירה על טמפרטורה נמוכה מספיק כדי למנוע מהלס לאבד פחמן. יש לעשות תיקון של התוצאות באופן שמתחשב בנוכחות 14C (פחמן 14) המיוצר ישירות בקרח על ידי קרניים קוסמיות, וכמות התיקון תלויה מאוד במיקום ליבת הקרח. תיקונים ל-14C בבדיקות גרעיניות משפיעים פחות על התוצאות.[41] פחמן בחומר חלקיקי ניתן לתארוך גם על ידי הפרדה ובדיקה של הרכיבים האורגניים המסיסים-במים שבאבק. הכמויות הקטנות מאוד שבדרך כלל נמצאו דורשות שימוש ב-300 גרם קרח לפחות, מה שמגביל את יכולת הטכניקה לקבוע גיל במדויק לליבה עמוקה.[42]

בדרך כלל ניתן לסנכרן לוחות זמנים של ליבות קרח מאותו חצי כדור באמצעות שכבות הכוללות חומר מאירועים וולקניים. קשה יותר לחבר את לוחות הזמנים בהמיספרות שונות. ניתן לזהות את אירוע לשמפ (Laschamp event), המהפך הגאומגנטי (Geomagnetic excursion) שחל לפני כ-40,000 שנה.[43][44] הרחק מאותה נקודה, מדידות של גזים כגון CH4 (מתאן) ניתנות לשימוש לשם חיבור הכרונולוגיה של ליבת גרינלנד (למשל) עם ליבת אנטארקטיקה.[45][46] במקרים בהם הטפרה הוולקנית שזורה בקרח, ניתן לתארך אותה בתארוך ארגון-ארגון (Argon–argon dating) (אנ') וכך לספק נקודות קבועות לתארוך הקרח.[47][48] תארוך אורניום-תוריום שימש גם הוא לתארוך ליבות קרח. [49] גישה נוספת היא להשתמש בטכניקות הסתברות בייסיאנית כדי למצוא את השילוב האופטימלי של מספר תיעודים בלתי תלויים. גישה זו פותחה בשנת 2010 ומאז הפכה לכלי תוכנה, דייטאייס (DatIce).[50]

הגבול בין אירוע ההכחדה של הרביעון (Quaternary extinction event) (אנ') לבין ההולוקן, לפני כ-11,700 שנה, מוגדר כעת רשמית בהתייחס לנתונים הידועים לגבי ליבות קרח גרינלנד. הגדרות פורמליות של גבולות סטרטיגרפיים מאפשרות למדענים במקומות שונים לתאם את ממצאיהם. לרוב מדובר בתיעוד מאובנים, שאינם קיימים בליבות קרח, אך לליבות יש מידע פליאוקלימטי מדויק שמאפשר ליצור תיאום מקורב בין תיעוד זה לבין תיעוד מאירועי אקלים אחרים.[51]

תיארוך שכבות הקרח הוכיח את עצמו כמרכיב מרכזי בתארוך אירועים פליאוקלימטיים. לדברי הגאולוג ריצ'רד אלי (Richard Alley), "במובנים רבים, ליבות קרח הן 'אבני הרוזטה' המאפשרות פיתוח רשת עולמית של רשומות פליאוקלימטיות מתוארכות באופן מדויק תוך שימוש בגילאים הטובים ביותר שנקבעו בכל מקום על פני כדור הארץ".[40]

ניתוח חזותי[עריכת קוד מקור | עריכה]

A series of dark and light bands, with arrows identifying the lighter bands
קטע באורך 19 ס"מ של ליבת קרח של GISP 2 (Greenland Ice Sheet Project) מעומק 1,855 מטר מראה מבנה שכבתי רב-שנתי המואר מלמטה על ידי מקור סיבים אופטיים. החלק מכיל 11 שכבות שנתיות עם שכבות קיץ (מסומנות בחץ) דחוקות בין שכבות חורף כהות יותר.[52]

השכבות בליבות נראות לעין. הן תואמות למשקעי שלג שנתיים באתר הליבה. אם זוג בורות נחפר בשלג טרי עם קיר דק ביניהם ואחד מהבורות מקורה, צופה בבור המקורה יראה את השכבות שנחשפות באור השמש. בור בעמק של מטר וחצי עשוי להראות החל משנת שלג ועד מספר שנים של שלג, תלוי במיקום. מוטות שנותרו בשלג משנה לשנה מראים את כמות השלג המצטבר מדי שנה, וכך ניתן לוודא שהשכבה הנראית בבור השלג תואמת ירידת שלג של שנה אחת.[53]

במרכז גרינלנד שנה טיפוסית עשויה לייצר שניים או שלושה מטרים של שלג חורף, בתוספת כמה סנטימטרים של שלג קיץ. כאשר זה הופך לקרח, שתי השכבות תהיינה בעובי של לא יותר מרגל של קרח. שכבות שלג הקיץ יכילו בועות גדולות יותר משכבות החורף, כך שנקודות (או שטחי) המעבר בין השכבות נותרות גלויות, מה שמאפשר לתארך ליבה ולקבוע את גיל כל שכבה.[54] כשהעומק גדל עד לנקודה בה מבנה הקרח משתנה והבועות אינן נראות יותר, כבר לא ניתן לזהות את ההבדלים בין השכבות. שכבות אבק עשויות להיראות מנקודה זו כלפי מטה. קרח מליבות גרינלנד מכיל אבק המובל על ידי רוח; האבק מופיע בצורה הברורה ביותר בסוף החורף ונראה כשכבות אפורות בצבע עננים. שכבות אלה חזקות יותר וקל יותר לראותן. הן מייצגות זמנים בעבר בהם אקלים כדור הארץ היה קר, יבש וסוער.[55]

כל שיטה לספירת שכבות נקלעת בסופו של דבר לקשיים שכן זרימת הקרח גורמת לשכבות להיות דקות יותר וקשה יותר לראותן בעומק רב יותר.[56] הבעיה חריפה יותר במקומות שבהם הצטברות הקרח גבוהה; אתרי הצטברות נמוכים, כגון מרכז אנטארקטיקה, חייבים לתארך בשיטות אחרות.[57] לדוגמה, בווסטוק, ספירת שכבות אפשרית רק עד גיל 55,000 שנה.[58]

כשיש נמס של קיץ, השלג המומס מתפזר נמוך יותר בשלג, ולשכבת הקרח שנוצרת יש מעט מאוד בועות ולכן קל לזהות אותה בבדיקה חזותית של הליבה. זיהוי שכבות אלה, הן מבחינה ויזואלית והן על ידי מדידת צפיפות הליבה מול העומק, מאפשר חישוב של אחוז תכונות התכה-melt-feature – MF. ‏100% פירושו שכל שכבת שלג בכל שנה מראה עדויות להתכה. חישובי MF נעשים בממוצע על פני מספר אתרים או פרקי זמן ארוכים על מנת להציג את הנתונים באופן רציף וקוהרנטי. נתוני MF לאורך זמן חשפו שינויים באקלים והראו כי מאז סוף המאה ה-20 קצב ההמסה גדל.[59][60]

בנוסף לבדיקה ידנית ולרישום תכונות שזוהו בבדיקה חזותית, ניתן לסרוק ליבות באופן אופטי כך שתיעוד דיגיטלי יהיה זמין באופן חזותי. לשם כך נדרש חיתוך הליבה לאורך, כך שנוצר משטח ישר.[61]

ניתוח איזוטופי[עריכת קוד מקור | עריכה]

ניתן להשתמש בהרכב האיזוטופי של החמצן שבליבה כדי לדגם את היסטוריית הטמפרטורה של יריעת הקרח. לחמצן שלושה איזוטופים יציבים, 16O, 17O ו-.[62] היחס בין 18O ו-16O מציין את הטמפרטורה כשירד השלג.[63] 16O קל יותר מ-18O, ולכן במים המכילים 16O מעט יותר סביר שה-16O יהפוך לאדים, ובמים המכילים 18O סביר יותר כי 18O יתעבה מאדים לגבישי גשם או שלג. בטמפרטורות נמוכות ההבדל בולט יותר. השיטה הסטנדרטית לתיעוד היחס בין 18O ל-16O היא חיסור היחס בתקן המכונה סטנדרט של מי אוקיינוס (VSMOW):

כאשר הסימן ‰ מציין חלקים לאלף.[63] שילוב של מדידות 18O δ של מדגם ליבת קרח עם טמפרטורת הקידוח בעומק ממנו הגיעה, מספק מידע נוסף, ובמקרים מסוימים מוביל לתיקונים משמעותיים לטמפרטורות הנגזרות מנתוני 18O δ[64][65] לא בכל הקידוחים ניתן להשתמש בניתוחים אלה. אם האתר חווה המסה משמעותית בעבר, הקידוח כבר לא ישמור על תיעוד טמפרטורה מדויק.[66]

ניתן להשתמש גם ביחסי מימן לחישוב היסטוריית הטמפרטורה. דאוטריום (2H, או D) כבד יותר ממימן (1H) וגורם לכך שלמים יהיה סיכוי רב יותר להתעבות ופחות להתאדות. ניתן להגדיר יחס δD באותו אופן כמו 18O δ.[67][68] קיים קשר ליניארי בין δ18O ל-δD:[69]

כאשר d הוא עודף הדאוטריום. פעם חשבו שמשמעות הדבר היא שאין צורך למדוד את שני היחסים בגרעין נתון, אך בשנת 1979 הראו מרליבט וג'וזל (Merlivat and Jouzel) כי עודף הדאוטריום משקף את הטמפרטורה, הלחות היחסית ומהירות הרוח של האוקיינוס שהוא מקור הלחות. מאז נהוג למדוד את שניהם.[69]

רישומי איזוטופ מים שנותחו בליבות ממחנה Century ו-Dye 3 בגרינלנד היו מכריעים בגילוי אירועי דנסגרד-אשגר (אנ') - התחממות מהירה עם תחילתו של עידן בין-קרחוני, ואחריה התקררות איטית יותר.[70] יחסים איזוטופיים אחרים נחקרו, למשל היחס בין 13C ו-12C שיכול לספק מידע על שינויים קודמים במחזור הפחמן. שילוב מידע זה עם רשומות של רמות פחמן דו-חמצני, המתקבל גם מליבות קרח, מספק מידע על המנגנונים העומדים מאחורי שינויים בשכיחותו של יסוד זה לאורך זמן.[71]

דגימה פלאו-אטמוספירית[עריכת קוד מקור | עריכה]

Three graphs laid out one above the other; the CO2 and temperature can be visually seen to be correlated; the dust graph is inversely correlated with the other two
גרף של CO 2 (ירוק), טמפרטורה משוחזרת (כחול) ואבק (אדום) מליבת הקרח של ווסטוק ב -420,000 השנים האחרונות

בשנות השישים נמצא כי ניתוח האוויר שנלכד בליבות קרח מספק מידע שימושי על הפליאו-אטמוספירה, אך רק בסוף שנות השבעים פותחה שיטת מיצוי אמינה. תוצאות מוקדמות הראו כי ריכוז הפחמן הדו-חמצני היה 30% פחות בשיא התפשטות הקרחונים האחרונה (אנ') מאשר לפני תחילת העידן התעשייתי. אחת השיטות למדוד את רמות הפחמן הדו-חמצני האטמוספירי לאורך מאות אלפי שנים היא "בדיקת ליבות קרח שנשלפו מקידוחים בקרחונים. הקרח מכיל בועות זעירות שנלכדו בו שנה אחר שנה, והן יכולות ללמד אותנו על הרכב האטמוספירה לאורכו של סולם זמנים ממושך מאד. התברר כי ב-200 השנים שחלפו מאז המהפכה התעשייתית, ריכוז הפחמן הדו-חמצני האטמוספירי עלו לרמות גבוהות יותר מכפי שהיו זה קרוב למיליון שנה."[72] מחקר נוסף הוכיח מתאם אמין בין רמות הפחמן הדו-חמצני לבין הטמפרטורה המחושבת מנתוני איזוטופ קרח.[73]

CH4 (מתאן) מיוצר באגמים וביצות, ולכן כמותו באטמוספירה מתואמת עם חוזק המונסונים, אשר בתורם מתואמים עם עוצמת קרינת הקיץ (Solar irradiance) בקווי הרוחב הנמוכים. הקרינה תלויה במחזורי מילנקוביץ', שבדיקת מחזורי הזמן שלהם זמינה ממקורות אחרים, ולכן ניתן להשתמש ב-CH4 לקביעת הקשר בין עומק הליבה לגיל.[57][58] רמות N2O (תחמוצת החנקן) מתואמות גם עם מחזורי קרחונים, אם כי בטמפרטורות נמוכות הגרף שונה במקצת מהגרפים של CH4 ושל CO2.[73][74] באופן דומה, היחס בין N2 (חנקן) ו-O2 (חמצן) יכול לשמש לתארוך ליבות קרח: כשהאוויר נלכד בהדרגה על ידי השלג שהופך לקרח, O2 אובד ביתר קלות מאשר N2, והכמות היחסית של O2 מתואמת עם עוצמת קרינת הקיץ המקומית. משמעות הדבר היא שהאוויר הלכוד שומר, ביחס של O2 ל-N2, תיעוד של קרינת הקיץ, ושילוב נתונים אלה עם נתוני מחזור מילנקוביץ' מהווה מערכת תיארוך ליבה של קרח. [75]

פעפוע בתוך שכבת הקרח גורם לשינויים אחרים שניתן למדוד. כוח המשיכה גורם להעשרת מולקולות כבדות יותר בתחתית עמוד גז, כאשר כמות ההעשרה תלויה בהבדל המסה בין המולקולות. טמפרטורות קרות יותר גורמות למולקולות כבדות להתעשר יותר בתחתית העמודה. תהליכי חלוקה כימית (אנ') אלה באוויר כלוא נקבעים על ידי מדידת היחס 15N/14N ושל ניאון, קריפטון וקסנון. הם שימשו כדי להסיק את עובי שכבת הקרח ולקבוע מידע פליאוקלימטי אחר כגון טמפרטורות אוקיינוס ממוצעות בעבר.[65] חלק מהגזים כגון הליום יכולים להתפזר במהירות דרך קרח, ולכן לעיתים יש צורך לבדוק אם "הגזים הנמלטים" הללו נמצאים, תוך מספר דקות משליפת הליבה, כדי להשיג נתונים מדויקים.[32] כלורופלואורו-פחמנים (CFC) התורמים לאפקט החממה וגורמים גם לאובדן אוזון בסטרטוספירה,[76] ניתן לתארך בליבות קרח לשנים שלאחר 1950 לערך; כמעט כל ה-CFC באטמוספירה נוצר על ידי פעילות אנושית. [77]

ליבות גרינלנד, בתקופות של מעבר אקלימי, עשויות להראות עודף CO2 בבועות אוויר כאשר הן עוברות אנליזה, בגלל ייצור CO2 על ידי זיהום חומצי בדגימת הליבה וכן אלקליין.[78]

כימיה של הקרחונים[עריכת קוד מקור | עריכה]

שלג קיץ בגרינלנד מכיל מעט מלח ים, שננשף מהמים שמסביב; יש פחות ממלח זה בחורף, כאשר חלק גדול משטח הים מכוסה קרח דחוס. באופן דומה, מימן על-חמצני מופיע רק בשלג קיצי מכיוון שייצורו באטמוספירה דורש אור שמש. ניתן לזהות שינויים עונתיים אלה מכיוון שהם מובילים לשינויים במוליכות החשמלית של הקרח. הצבת שתי אלקטרודות עם מתח גבוה ביניהן על פני ליבת הקרח נותנת מדידה של המוליכות באותה נקודה. גרירתן לאורך הליבה ותיעוד המוליכות בכל נקודה נותנים גרף המציג מחזוריות שנתית. גרפים כאלה מזהים גם שינויים כימיים הנגרמים כתוצאה מאירועים שאינם עונתיים כמו שריפות יער והתפרצויות געשיות גדולות. כאשר ניתן לזהות אירוע וולקני ידוע, כמו התפרצות לאקי באיסלנד בשנת 1783, ברשומת ליבת הקרח, הזיהוי מספק בדיקה צולבת לגיל שנקבע על ידי ספירת שכבות.[79] ניתן לזהות חומר מלאקי בליבות קרח גרינלנד, אך חומר זה לא התפשט עד אנטארקטיקה; ההתפרצות של טמבורה באינדונזיה בשנת 1815 העיפה חומר לסטרטוספירה, וניתן לזהותה גם בליבות קרח גרינלנד וגם באנטארקטיקה. אם תאריך ההתפרצות אינו ידוע, אך ניתן לזהותו במספר ליבות, אזי תיארוך הקרח יכול בתורו לתת תאריך להתפרצות, אשר לאחר מכן יכול לשמש כשכבת ייחוס. כך נעשה, למשל, בניתוח האקלים בתקופה שבין 535 ל-550 לספירה, תקופה שנחשבה כמושפעת מהתפרצות טרופית אחרת שאינה מוכרת ממקורות אחרים, התפרצות שארעה בשנת 533 לספירה; אך התברר כי זו נגרמה משתי התפרצויות, אחת בשנת 535 או בתחילת 536 לספירה, ושנייה בשנת 539 או 540 לספירה.[80] ישנן גם נקודות התייחסות עתיקות יותר, כמו התפרצות אגם טובה לפני כ-72,000 שנה.[81]

יסודות ומולקולות רבות אחרות התגלו בליבות קרח. בשנת 1969 התגלה כי רמות העופרת בקרח גרינלנד גדלו בפקטור של למעלה מ-200 מאז ימי טרום התעשייה, ונרשמו גם עליות ביסודות אחרים המיוצרים בתהליכים תעשייתיים, כגון נחושת, קדמיום ואבץ.[82] נוכחות של משקעי חומצה חנקתית וחומצה גופרתית (HNO3 ו-H2SO4) מתואמת עם בעירת הדלק הגוברת לאורך זמן. Methanesulfonate (MSA) (CH3SO3) מיוצר באטמוספירה על ידי אורגניזמים ימיים, כך שרשומות ליבת הקרח של MSA מספקות מידע על ההיסטוריה של הסביבה האוקיאנית. מי חמצן (H2O2) ופורמלדהיד (HCHO) נחקרו, יחד עם מולקולות אורגניות כגון פחמן שחור המקושרות לפליטת צמחייה ושריפות יער.[83] מינים מסוימים, כגון סידן ואמוניום, מראים שונות עונתית חזקה. בחלק מהמקרים יש תרומות ממספר מקורות למין מסוים: למשל, Ca ++ מגיע מאבק וגם ממקורות ימיים; הקלט הימי גדול בהרבה מקליטת האבק, ואף על פי ששני המקורות מגיעים לשיא בתקופות שונות של השנה, האות הכללי מראה שיא בחורף, כאשר הקלט הימי מרבי.[84] ניתן למחוק אותות עונתיים באתרים שבהם ההצטברות נמוכה, על ידי רוחות על פני השטח; במקרים אלה לא ניתן לתארך שכבות קרח בודדות בין שתי שכבות ייחוס.[85]

חלק ממשקעי המינים הכימיים עשויים לקיים אינטראקציה עם הקרח, כך שמה שמתגלה בליבת קרח אינו בהכרח מה שהופקד במקור. דוגמאות כוללות HCHO ו- H2O2. סיבוך נוסף הוא שבאזורים עם שיעורי הצטברות נמוכים, המשקע מערפל יכול להגדיל את הריכוז בשלג, לפעמים עד למצב בו ניתן להעריך את ריכוז האטמוספירה הערכת יתר בפקטור של שתיים.[86]

רדיונוקלידים[עריכת קוד מקור | עריכה]

קרניים קוסמיות מייצרות 10Be באטמוספירה בקצב שתלוי בשדה המגנטי הסולארי. עוצמת השדה קשורה לעוצמת קרינת השמש, ולכן הרמה של 10Be באווירה היא סמן לאקלים. ספקטרומטר מסה יכול לזהות את הרמות הנמוכות של 10Be בתוך ליבות קרח, ברמה של כ-10,000 אטומים בגרם קרח, וניתן להשתמש בהם כדי לספק תיעוד ארוך טווח של פעילות השמש.[87] טריטיום (3H) שנוצר על ידי ניסוי נשק גרעיני בשנות החמישים והשישים, זוהה בליבות קרח,[88] וגם <sup id="mwApE">36</sup> Cl וגם 239Pu נמצאו בליבות קרח באנטארקטיקה ובגרינלנד.[89][90][91] כלור-36, אשר זמן מחצית החיים שלו היא 301,000 שנה, שימש לתארוך ליבות, כמו גם קריפטון (85Kr), עם מחצית חיים של 11 שנים, עופרת (210Pb, 22 שנים), וסיליקון (32Si, 172 שנים).[85]

מקורות מידע נוספים[עריכת קוד מקור | עריכה]

מטאוריטים ומיקרומטאורים שנוחתים על קרח קוטבי מרוכזים לעיתים בתהליכים סביבתיים מקומיים. לדוגמה, ישנם מקומות באנטארקטיקה בהם הרוחות מאדות קרח מפני השטח ומרכזות את המוצקים שנותרו מאחור, כולל מטאוריטים. בריכות מי נמס יכולות גם הן להכיל מטאוריטים. בתחנת הקוטב הדרומי מומס קרח בבאר כדי לספק מים, ומשאיר מיקרומטאורים. אלה נאספו על ידי "שואב אבק" רובוטי ונבדקו, מה שהביא לשיפור ההערכות של שטפם והתפלגותם.[92] הבאר איננה ליבת קרח, אך ידוע גיל הקרח שנמס ולכן ניתן לקבוע את גיל החלקיקים שהועלו אל פני השטח. הבאר נעשית עמוקה יותר בכ-10 מ' בכל שנה, כך שהמיקרומטאוריטים שנאספו בשנה נתונה עתיקים בכ-100 שנה מאלו של השנה הקודמת. אבקה, מרכיב חשוב מליבות משקעים, נמצאת גם היא בליבות קרח. היא מספקת מידע על שינויים בצמחייה.[93]

נתונים פיזיקליים[עריכת קוד מקור | עריכה]

בנוסף לזיהומים בליבה ולהרכב המים האיזוטופי, נבחנות התכונות הפיזיקליות של הקרח. תכונות כגון גודל הגביש ומבנה הגביש יכולות לחשוף את ההיסטוריה של דפוסי זרימת הקרח בשכבת הקרח. ניתן להשתמש בגודל הגביש לקביעת תאריכים, אם כי רק בליבות רדודות.[94]

תולדות חקר ליבות הקרח[עריכת קוד מקור | עריכה]

שנים מוקדמות[עריכת קוד מקור | עריכה]

A man on a walkway between two high shelf racks loaded with ice core samples
אכסון של דגימות ליבה

ב-1841 וב-1842 קדח לואי אגאסי קידוחים בקרחון אונטראר בהרי האלפים; אלה נקדחו במוטות ברזל ולא הופקו מהם ליבות. הקידוח העמוק ביותר שהושג היה בעומק 60 מטר. משלחתו של אריך פון דריגאלסקי באנטארקטיקה ב-1902 וב-1903, משלחת גאוס, קדחה חורים בעומק 60 מטר בקרחון מדרום לאיי קרגואלן וכן מדדה טמפרטורה. המדען הראשון שיצר כלי לדגימת שלג היה ג'יימס א' צ'רץ' (James E. Church) (אנ'), שתואר על ידי פאבל טללאי כ"אבי חקר השלג המודרני". בחורף 1908–1909 הקים צ'רץ' צינורות פלדה עם חריצים וראשי חיתוך כדי לשלוף ליבות שלג מעומק שלושה מטר. התקנים דומים נמצאים בשימוש כיום, אך הם שונו כדי לאפשר דגימה לעומק של כתשעה מטר. הם נדחפים לשלג ומסובבים ביד.[95]

המחקר השיטתי הראשון של שכבות שלג ושל משטח שלג נוקשה (firn) היה על ידי ארנסט זורגה (Ernst Sorge), שהיה שותף במסעו של אלפרד וגנר למרכז גרינלנד בשנים 19301931. זורגה חפר בור בעומק 15 מטר לבדיקת שכבות השלג, ותוצאותיו שימשו מאוחר יותר לקביעת נוסאות וחוק הצפיפות של זורגה על ידי אנרי בדר, שהמשיך לבצע עבודות ליבה נוספות בצפון מערב גרינלנד בשנת 1933.[96] בראשית שנות החמישים של המאה העשרים, משלחת SIPRE (אנ') לקחה דגימות בור מחלק גדול משטח הקרח בגרינלנד, והשיגה נתונים ראשוניים על יחס איזוטופ של חמצן. שלוש משלחות אחרות בשנות החמישים החלו בעבודות הליבה לקרח: משלחת אנטארקטית נורווגית-בריטית-שוודית (NBSAE), בארץ המלכה מוד באנטארקטיקה; פרויקט המחקר של שדה הקרח ג'ונו (JIRP), באלסקה; ו-Expeditions Polaires Françaises, במרכז גרינלנד. איכות הליבה הייתה ירודה, אך עבודה מדעית מסוימת נעשתה בהתבסס על הקרח שנאסף.[97]

בשנה הגיאופיזית הבינלאומית (1957–1958) הוגבר המחקר הגלסיולוגי (חקר הקרחונים, מ-glacier) ברחבי העולם, כאשר אחת ממטרות המחקר הייתה חקר ליבות עמוקות באזורי קוטב. SIPRE ערכה ניסויי קידוח בשנת 1956 (עד עומק של 305 מ') ובשנת 1957 (עד 411 מ') באתר 2 בגרינלנד; הליבה השנייה, בעזרת הניסיון שהושג בקידוח של השנה הקודמת, הושגה במצב טוב בהרבה, עם פחות פערים.[98] באנטארקטיקה, ליבה בעומק 307 מ' נקדחה בתחנת בירד בשנים 1957–1958, וליבה בעומק 264 מ' נקדחה באמריקה הקטנה, על מדף הקרח רוס, בשנה שלאחר מכן.[99] ההצלחה של קידוח הליבה IGY הובילה לעניין מוגבר בשיפור קדיחת הליבה, ובעקבותיה פרויקט CRREL ב-Camp Century, שם נקדחו שלושה חורים בתחילת שנות ה-60, העמוק ביותר הגיע לבסיס מדף הקרח בעומק 1,387 מ' ביולי 1966.[100] המקדחה ששימשה ב-Camp Century הועברה לתחנת בירד, שם נקדח בסלע חור בעומק 2,164  מ' לפני שהמקדחה קפאה בקידוח על ידי מי נמס מתחת לקרח והקודחים נאלצו לנטוש אותה.[101]

פרויקטים צרפתיים, אוסטרליים וקנדיים משנות השישים והשבעים כוללים קידוח ליבה בכיפה C באנטארקטיקה בעומק 905  על ידי CNRS; קידוח ליבה ב-Law Dome על ידי משלחת החקר האנטארקטית הלאומית של אוסטרליה החל משנת 1969 לעומק 382 מ'; וחשיפת ליבות הקרח של דבון על ידי צוות קנדי בשנות השבעים.[102]

ליבות עמוקות באנטארקטיקה[עריכת קוד מקור | עריכה]

פרויקטים של קידוחי קרח סובייטים החלו בשנות החמישים, בארץ פרנץ יוזף, הרי אורל, נוביה זמליה, ובמירני ובווסטוק שבאנטארקטיקה. לא כל הקדיחות המוקדמות הללו הסתיימו בהפקת ליבות.[103] במהלך העשורים הבאים נמשכה העבודה במספר מיקומים באסיה.[104] הקידוחים באנטארקטיקה התמקדו בעיקר במירני ובווסטוק, כאשר סדרת קידוחים עמוקים בווסטוק החלה בשנת 1970.[105] הקידוח העמוק הראשון בווסטוק הגיע לעומק של 506.9 מ' באפריל 1970; עד 1973 הושג עומק של 952 מ'. ווסטוק 2 נקדח בין השנים 1971 ל-1976 והגיע לעומק של 450 מ'. ווסטוק 3 הגיע לעומק של 2,202 מ' בשנת 1985, לאחר שש עונות קידוח.[106] ווסטוק 3 היה הגרעין הראשון שאחזר קרח מתקופת הקרחונים הקודמת, לפני 150,000 שנה.[107] הקידוחים הופרעו בשריפה במחנה בשנת 1982, אך קידוחים נוספים החלו בשנת 1984, ובסופו של דבר הגיעו לעומק של 2,546 מ' בשנת 1989. קידוח הליבה החמישית של ווסטוק החל בשנת 1990, והגיע לעומק של 3,661 מ' בשנת 2007, ומאוחר יותר ל-3,769 מ'.[102] הגיל המשוער של הקרח בעומק 3,310 מ' הוא 420,000 שנה; מתחת לאותה נקודה קשה לפרש את הנתונים בצורה מהימנה בגלל ערבוב הקרח.[108]

ליבות השוואה בין ליבות הקרח של כיפה C ו-Vostok

EPICA (אנ'), פרויקט שיתוף פעולה אירופי לשם קידוח ליבות קרח, הוקם בשנות התשעים, ויזם שני קידוחים במזרח אנטארקטיקה: קידוח בכיפה C הגיע לעומק 2,871 מ' בשתי עונות קידוח בלבד, אך נדרשו ארבע שנים נוספות להגיע לסלע בעומק 3,260 מ'; קידוח בתחנת קונן (Kohnen) הגיע לסלע בעומק 2,760 מ' בשנת 2006. בליבת כיפה C היו שיעורי הצטברות קרח נמוכים מאוד, ופירוש הדבר הוא שהליבה מתעדת פרק זמן ממושך ביותר; בסוף הפרויקט התפרש המידע השימושי על טווח של 800,000 שנה.[108]

ליבות עמוקות אחרות באנטארקטיקה כללו פרויקט יפני בכיפה F, שהגיע לעומק של 2,503 מ' בשנת 1996, ליבה שהתיארוך המשוער של תחתיתה הוא 330,000 שנה; וקידוח מאוחר יותר באותו אתר, שהגיע לעומק 3,035 מ' בשנת 2006, קידוח שלפי האומדן הגיע לקרח בן 720,000 שנה.[108] צוותים אמריקאים קדחו בתחנת מקמרדו בשנות התשעים ובכיפת טיילור (עומק של 554 מ' בשנת 1994) וכיפת הקרח סיפל (עומק של 1,004 מ' בשנת 1999). שתי הליבות הגיעו לקרח מתקופת הקרח האחרונה (אנ') שהחלה לפני כ-115,000 שנה. [109] פרויקט מדף הקרח המערבי באנטארקטיקה (WAIS), שהושלם בשנת 2011, הגיע לעומק של 3,405 מ'; באתר יש הצטברות שלג גבוהה ולכן הקרח מתעד רק 62,000 שנים, אך כתוצאה מכך, הליבה מספקת נתונים ברזולוציה גבוהה לתקופה שהקרח מכסה.[57] ליבה בעומק 948 מ' נקדחה באי ברקנר על ידי פרויקט שניהל הסקר האנטארקטי הבריטי בין השנים 2002–2005, ליבה שהגיעה עד תקופת הקרחונים האחרונה; ופרויקט ITASE בניהול איטלקי השלים קידוח של ליבה בעומק 1,620 מ' בכיפת טלוס (Talos Dome) בשנת 2007. [110]

בשנת 2016 הושגו ליבות מגבעות אלן באנטארקטיקה, באזור בו קרח עתיק נמצא בסמוך לפני השטח. הליבות תוארכו בתיארוך אשלגן-ארגון; תארוך ליבה של קרח מסורתי אינו אפשרי שם, מכיוון שלא כל השכבות היו קיימות. נמצא כי הגרעין העתיק ביותר כולל קרח מלפני 2.7 מיליון שנה - הקרח העתיק ביותר שתוארך מליבה.[111]

ליבות קרח עמוקות מגרינלנד[עריכת קוד מקור | עריכה]

בשנת 1970 החלו דיונים מדעיים שתוצאתם הייתה פרויקט גיליון הקרח בגרינלנד (GISP), חקירה רב לאומית של יריעת הקרח בגרינלנד שנמשכה עד 1981. שנים של עבודת שטח נדרשו כדי לקבוע את המיקום האידיאלי שבו עשויה הייתה להימצא ליבה עמוקה. עבודת השטח כללה ליבות ביניים, בין השאר באתר Dye 3 בעומק 372 מ' בשנת 1971, מילסנט - 398 מ' בשנת 1973 - וכרתים (405 מ' ב-1974). מיקום בצפון מרכז גרינלנד נבחר כאידיאלי, אך אילוצים פיננסיים אילצו את הקבוצה לקדוח באתר Dye 3 החל משנת 1979. בשנת 1981 הגיע החור לסלע בעומק 2,037 מ' . בסופו של דבר נקדחו שני חורים במרחק של 30 ק"מ זה מזה במיקום הצפוני-מרכזי בתחילת שנות התשעים על ידי שתי קבוצות: GRIP, קונסורציום אירופי, ו-GISP-2, קבוצת אוניברסיטאות בארצות הברית. הקידוח של GRIP הגיע לסלע בעומק 3,029 מ' בשנת 1992, והקידוח של GISP-2 הגיע לסלע בעומק 3,053 מ' בשנה שלאחר מכן. הממצאים של שתי הליבות הוגבלו לכ-100,000 שנה של מידע אקלימי, ומכיוון שההשערה הייתה שהממצאים קשורים לטופוגרפיה של הסלע שבבסיס משטח הקרח באתרי הקידוח, נבחר אתר חדש במרחק 200 ק"מ צפונית ל-GRIP, ופרויקט חדש, NorthGRIP, הושק כקונסורציום בינלאומי בהובלת דנמרק. הקידוחים החלו בשנת 1996. בשנת 1997 נוצר צורך לנטוש את החור הראשון בעומק 1,400 מ', והחלה קדיחתו של חור חדש בשנת 1999. קידוח זה הגיע לעומק של 3,085 מ' בשנת 2003. הקידוח לא הגיע לסלע אלא הסתיים בנהר תת-קרחוני. הליבה סיפקה נתונים אקלימיים ממועד שלפני 123,000 שנה ואילך, נתונים שכיסו חלק מהתקופה הבין-קרחונית האחרונה. בפרויקט הבא, North Greenland Eemian (NEEM), בשנת 2010, הוצאה ליבה מעומק 2,537 מ' מאתר צפוני יותר, וכך הורחב תיעוד האקלים עד 128,500 שנה לפני זמננו; אחרי NEEM הגיע EastGRIP, שהחל בשנת 2015 במזרח גרינלנד וצפוי להסתיים בשנת 2020.

ליבות לא קוטביות[עריכת קוד מקור | עריכה]

ליבות קרח נקדחו גם במקומות המרוחקים מהקטבים, בעיקר בהימלאיה ובאנדים. חלק מליבות אלה מתוארכות לתקופת הקרחונים האחרונה, אך הן חשובות יותר כתיעוד של אירועי אל-ניניו ושל עונות המונסון בדרום אסיה. נקדחו ליבות גם בהר קילימנג'רו, בהרי האלפים ובאינדונזיה, ניו זילנד, איסלנד, סקנדינביה, קנדה וארצות הברית.

תוכניות עתידיות[עריכת קוד מקור | עריכה]

IPICS (שותפויות בינלאומיות במדעי ליבת הקרח) ייצרה סדרה של טיוטות מחקר המתארות אתגרים עתידיים ויעדים מדעיים עבור קהילת מדע ליבת הקרח. אלה כוללים תוכניות לשם:

  • אחזור ליבות קרח שתיארוכיהן מגיעים עד 1.2 מיליון שנה לפני זמננו, על מנת להשיג איטרציות מרובות של תיעוד ליבת קרח של מחזורי אקלים שאורכם 40,000 שנה, שידוע שהתקיימו באותה תקופה. ליבות נוכחיות מגיעות עד 800,000 שנה לפני זמננו ומציגות מחזורים של 100,000 שנה.
  • שיפור כרונולוגיות של ליבות קרח, כולל חיבור כרונולוגיות של מספר ליבות (כמו שיטת התיארוך הנהוגה בדנדרוכרונולוגיה).
  • זיהוי ממצאים נוספים מליבות קרח, למשל קרח ים, ממצאי ביולוגיה ימית או שריפות יער.
  • קידוח ליבות נוספות כדי לספק נתונים ברזולוציה גבוהה לטווח של 2,000 השנים האחרונות, לשימוש כקלט עבור מידול אקלים מפורט.
  • זיהוי נוזל קידוחים משופר.
  • שיפור היכולת להתמודד עם קרח שביר, בעת קידוח, הובלה ואחסון.
  • מציאת דרך לטפל בליבות שבהן קיים לחץ מים על הסלע.
  • יצירת מקדחה קלה סטנדרטית המסוגלת לקדוח חורים רטובים ויבשים ומסוגלת להגיע עד לעומק 1,000 מ'.
  • שיפור הטיפול בליבה כדי למקסם את המידע שניתן להשיג מכל ליבה.

מקורות[עריכת קוד מקור | עריכה]

  • Alley, Richard B. (2000). The Two-Mile Time Machine. Princeton, New Jersey: Princeton University Press. ISBN 978-0-691-10296-2.
  • Alley, Richard B. (2010). "Reliability of ice-core science: historical insights" (PDF). Journal of Glaciology. 56 (200): 1095–1103. doi:10.3189/002214311796406130.
  • Blunier, T.; Spahni, R.; Barnola, J.-M.; Chappellaz, J.; Loulergue, L.; Schwander, J. (2007). "Synchronization of ice core records via atmospheric gases". Climate of the Past. 3 (2): 325–330. doi:10.5194/cp-3-325-2007.
  • Dahl-Jensen, Dorthe; Kirk, Marie; Larsen, Lars.B.; Sheldon, Simon G.; Steffensen, J.P. (2016). "Field season 2016: East GReenland Ice core Project (EGRIP) 2015–2020: Establishing the EGRIP drilling camp" (PDF). Ice and Climate Group, Niels Bohr Institute. Archived from the original (PDF) on 9 April 2017.
  • Jouzel, J. (2013). "A brief history of ice core science over the last 50 yr". Climate of the Past. 9 (6): 2525–2547. doi:10.5194/cp-9-2525-2013.
  • Landais, A.; Dreyfus, G.; Capron, E.; Pol, K.; Loutre, M.F.; Raynaud, D.; Lipenkov, V.Y.; Arnaud, L.; Masson-Delmotte, V.; Paillard, D.; Jouzel, J.; Leuenberger, M. (2012). "Towards orbital dating of the EPICA Dome C ice core using δO2/N2" (PDF). Climate of the Past. 8: 191–203. doi:10.5194/cp-8-191-2012.
  • Langway, Chester C. (January 2008). "The history of early polar ice cores" (PDF). CRREL Report (TR-08-1): 1–47. Archived from the original (PDF) on 18 November 2016.
  • Legrand, M.; Mayewski, P. (1997). "Glaciochemistry of polar ice cores: A review". Reviews of Geophysics. 35 (3): 219–243. doi:10.1029/96RG03527.
  • Lowe, J. John; Walker, Mike (2014). Reconstructing Quaternary Environments (3rd ed.). Abingdon, UK: Routledge. ISBN 978-0-415-74075-3.
  • MacKinnon, P.K. (1980). Ice Cores. Washington DC: World Data Center A for Glaciology [Snow and Ice]. ISSN 0149-1776.
  • Souney, Joseph M.; Twickler, Mark S.; Hargreaves, Geoffrey M.; Bencivengo, Brian M.; Kippenhan, Matthew J.; Johnson, Jay A.; Cravens, Eric D.; Neff, Peter D.; Nunn, Richard M.; Orsi, Anais J.; Popp, Trevor J.; Rhoades, John F.; Vaughn, Bruce H.; Voigt, Donald E.; Wong, Gifford J.; Taylor, Kendrick C. (31 December 2014). "Core handling and processing for the WAIS Divide ice-core project". Annals of Glaciology. 55 (68): 15–26. doi:10.3189/2014AoG68A008.
  • Talalay, Pavel G. (2016). Mechanical Ice Drilling Technology. Beijing: Springer. ISBN 978-7-116-09172-6.
  • Ueda, Herbert T.; Talalay, Pavel G. (October 2007). Fifty Years of Soviet and Russian Drilling Activity in Polar and Non-Polar Ice (Report). ERDC/CRREL. TR-07-02. Retrieved 14 September 2017.
  • Alley, Richard B. (2000). The Two-Mile Time Machine. Princeton, New Jersey: Princeton University Press. ISBN 978-0-691-10296-2. 
  • Alley, Richard B. (2010). "Reliability of ice-core science: historical insights". Journal of Glaciology 56 (200): 1095–1103. doi:10.3189/002214311796406130. 
  • Blunier, T.; Spahni, R.; Barnola, J.-M.; Chappellaz, J.; Loulergue, L.; Schwander, J. (2007). "Synchronization of ice core records via atmospheric gases". Climate of the Past 3 (2): 325–330. doi:10.5194/cp-3-325-2007.  Unknown parameter |doi-access= ignored (עזרה)
  • Dahl-Jensen, Dorthe; Kirk, Marie; Larsen, Lars.B.; Sheldon, Simon G.; Steffensen, J.P. (2016). "Field season 2016: East GReenland Ice core Project (EGRIP) 2015–2020: Establishing the EGRIP drilling camp". Ice and Climate Group, Niels Bohr Institute. אורכב מ-המקור ב-9 April 2017.  Unknown parameter |df= ignored (עזרה)
  • Jouzel, J. (2013). "A brief history of ice core science over the last 50 yr". Climate of the Past 9 (6): 2525–2547. doi:10.5194/cp-9-2525-2013.  Unknown parameter |doi-access= ignored (עזרה)
  • Landais, A.; Dreyfus, G.; Capron, E.; Pol, K.; Loutre, M.F.; Raynaud, D.; Lipenkov, V.Y.; Arnaud, L.; Masson-Delmotte, V.; Paillard, D.; Jouzel, J.; Leuenberger, M. (2012). "Towards orbital dating of the EPICA Dome C ice core using δO2/N2". Climate of the Past 8: 191–203. doi:10.5194/cp-8-191-2012. 
  • Langway, Chester C. (ינואר 2008). "The history of early polar ice cores". CRREL Report (TR-08-1): 1–47. אורכב מ-המקור ב-18 November 2016. 
  • Legrand, M.; Mayewski, P. (1997). "Glaciochemistry of polar ice cores: A review". Reviews of Geophysics 35 (3): 219–243. doi:10.1029/96RG03527. 
  • Lowe, J. John; Walker, Mike (2014). Reconstructing Quaternary Environments (מהדורה 3rd). Abingdon, UK: Routledge. ISBN 978-0-415-74075-3. 
  • MacKinnon, P.K. (1980). Ice Cores. Washington DC: World Data Center A for Glaciology [Snow and Ice]. ISSN 0149-1776. 
  • Souney, Joseph M.; Twickler, Mark S.; Hargreaves, Geoffrey M.; Bencivengo, Brian M.; Kippenhan, Matthew J.; Johnson, Jay A.; Cravens, Eric D.; Neff, Peter D.; Nunn, Richard M.; Orsi, Anais J.; Popp, Trevor J.; Rhoades, John F.; Vaughn, Bruce H.; Voigt, Donald E.; Wong, Gifford J.; Taylor, Kendrick C. (31 בדצמבר 2014). "Core handling and processing for the WAIS Divide ice-core project". Annals of Glaciology 55 (68): 15–26. doi:10.3189/2014AoG68A008.  Unknown parameter |doi-access= ignored (עזרה)
  • Talalay, Pavel G. (2016). Mechanical Ice Drilling Technology. Beijing: Springer. ISBN 978-7-116-09172-6. 
  • Ueda, Herbert T.; Talalay, Pavel G. (אוקטובר 2007). Fifty Years of Soviet and Russian Drilling Activity in Polar and Non-Polar Ice. ERDC/CRREL. בדיקה אחרונה ב-14 בספטמבר 2017. 

קישורים חיצוניים[עריכת קוד מקור | עריכה]

ויקישיתוף מדיה וקבצים בנושא ליבת קרח בוויקישיתוף

הערות שוליים[עריכת קוד מקור | עריכה]

  1. ^ 1 2 Alley 2000, pp. 71–73.
  2. ^ 1 2 Talalay 2016, p. 263.
  3. ^ Bradley, Raymond S. (2015). Paleoclimatology: Reconstructing Climates of the Quaternary. Amsterdam: Academic Press. עמ' 138. ISBN 978-0-12-386913-5. 
  4. ^ 1 2 Alley 2000, pp. 48–50.
  5. ^ Alley 2000, pp. 35–36.
  6. ^ Knight, Peter G. (1999). Glaciers. Cheltenham, UK: Stanley Thornes. עמ' 206. ISBN 978-0-7487-4000-0. 
  7. ^ Gabrielli, Paolo; Vallelonga, Paul (2015). "Contaminant Records in Ice Cores". in Blais, Jules M. Environmental Contaminants: Using Natural Archives to Track Sources and Long-Term Trends of Pollution. Dordrecht, Netherlands: Springer. עמ' 395. ISBN 978-94-017-9540-1. 
  8. ^ Alley 2000, pp. 43–46.
  9. ^ 1 2 Talalay 2016, pp. 34–35.
  10. ^ 1 2 Talalay 2016, p. 59.
  11. ^ 1 2 Talalay 2016, p. 7.
  12. ^ 1 2 Talalay 2016, p. 77.
  13. ^ "Deep drilling with the Hans Tausen drill" (באנגלית). Niels Bohr Institute Centre for Ice and Climate. 2 באוקטובר 2008. בדיקה אחרונה ב-3 ביוני 2017. 
  14. ^ Sheldon, Simon G.; Popp, Trevor J.; Hansen, Steffen B.; Steffensen, Jørgen P. (26 ביולי 2017). "Promising new borehole liquids for ice-core drilling on the East Antarctic high plateau". Annals of Glaciology 55 (68): 260–270. doi:10.3189/2014AoG68A043free 
  15. ^ Talalay 2016, pp. 259–263.
  16. ^ Talalay 2016, p. 101.
  17. ^ Talalay 2016, p. 79.
  18. ^ Talalay 2016, pp. 109–111.
  19. ^ Talalay 2016, pp. 173–175.
  20. ^ Talalay 2016, pp. 252–254.
  21. ^ Zagorodnov, V.; Thompson, L.G. (26 ביולי 2017). "Thermal electric ice-core drills: history and new design options for intermediate-depth drilling". Annals of Glaciology 55 (68): 322–330. doi:10.3189/2014AoG68A012free 
  22. ^ National Research Council of the National Academies (2007). Exploration of Antarctic Subglacial Aquatic Environments: Environmental and Scientific Stewardship. Washington DC: National Academies Press. עמ' 82–84. ISBN 978-0-309-10635-1. 
  23. ^ Schwikowski, Margit; Jenk, Theo M.; Stampfli, Dieter; Stampfli, Felix (26 ביולי 2017). "A new thermal drilling system for high-altitude or temperate glaciers". Annals of Glaciology 55 (68): 131–136. doi:10.3189/2014AoG68A024free 
  24. ^ Anonymous (30 June 2017), Ice Drilling Design and Operations: Long Range Technology Plan, p. 24.
  25. ^ Petersen, Sandra (23 בפברואר 2016). "EastGrip – The East Greenland Ice-core Project". East Greenland Ice Core Project (באנגלית). בדיקה אחרונה ב-17 ביוני 2017. 
  26. ^ Madsen, Martin Vindbæk (14 באפריל 2016). "Partners". East Greenland Ice Core Project (באנגלית). אורכב מ-המקור ב-28 June 2017. בדיקה אחרונה ב-17 ביוני 2017. 
  27. ^ Dahl-Jensen et al. 2016, pp. 17–19.
  28. ^ Petersen, Sandra (23 בפברואר 2016). "About EastGRIP". East Greenland Ice Core Project (באנגלית). אורכב מ-המקור ב-28 June 2017. בדיקה אחרונה ב-17 ביוני 2017. 
  29. ^ Dahl-Jensen et al. 2016, pp. 8-9
  30. ^ Kolbert, Elizabeth (24 באוקטובר 2016). "When a Country Melts". The New Yorker. בדיקה אחרונה ב-17 ביוני 2017. 
  31. ^ 1 2 UNH, Joe Souney. "About Ice Cores :: Drilling Ice Cores" (באנגלית). National Ice Core Laboratory. אורכב מ-המקור ב-4 May 2017. בדיקה אחרונה ב-21 במאי 2017. 
  32. ^ 1 2 3 4 Souney et al. 2014, pp. 16–19.
  33. ^ Hinkley, Todd (9 בדצמבר 2003). "International ice core community meets to discuss best practices for ice core curation". Eos Trans AGU 84 (49): 549. doi:10.1029/2003EO490006. 
  34. ^ Uchida, Tsutomu; Duval, P.; Lipenkov, V.Ya.; Hondoh, T.; Mae, S.; Shoji, H. (1994). "Brittle zone and air-hydrate formation in polar ice sheets". Memoirs of National Institute of Polar Research (49): 302. 
  35. ^ Souney et al. 2014, pp. 20–21.
  36. ^ Walker, Mike (2005). Quaternary Dating Methods. Chichester: John Wiley & Sons. עמ' 150. ISBN 978-0-470-86927-7. אורכב מ-המקור ב-14 July 2014. 
  37. ^ Bazin, L.; Landais, A.; Lemieux-Dudon, B.; Toyé Mahamadou Kele, H.; Veres, D.; Parrenin, F.; Martinerie, P.; Ritz, C.; Capron, E. (1 באוגוסט 2013). "An optimized multi-proxy, multi-site Antarctic ice and gas orbital chronology (AICC2012): 120–800 ka". Climate of the Past 9 (4): 1715–1731. doi:10.5194/cp-9-1715-2013free 
  38. ^ Jouzel 2013, pp. 2530–2531.
  39. ^ Jouzel 2013, p. 2535.
  40. ^ 1 2 Alley 2010, p. 1098.
  41. ^ Wilson, A.T.; Donahue, D.J. (1992). "AMS radiocarbon dating of ice: validity of the technique and the problem of cosmogenic in-situ production in polar ice cores". Radiocarbon 34 (3): 431–435. doi:10.1017/S0033822200063657free 
  42. ^ Uglietti, Chiara; Zapf, Alexander; Jenk, Theo Manuel; Sigl, Michael; Szidat, Sönke; Salazar, Gary; Schwikowski, Margit (21 בדצמבר 2016). "Radiocarbon dating of glacier ice: overview, optimisation, validation and potential". The Cryosphere 10 (6): 3091–3105. doi:10.5194/tc-10-3091-2016free 
  43. ^ "An extremely brief reversal of the geomagnetic field, climate variability and a super volcano". Phys.org (ScienceX network). 16 באוקטובר 2012. בדיקה אחרונה ב-29 במאי 2017. 
  44. ^ Blunier et al. 2007, p. 325.
  45. ^ Landais et al. 2012, pp. 191–192.
  46. ^ Blunier et al. 2007, pp. 325–327.
  47. ^ Landais et al. 2012, p. 192.
  48. ^ Elias, Scott, ed. (2013). "Volcanic Tephra Layers". Encyclopedia of Quaternary Science. Amsterdam: Elsevier. ISBN 9780444536426. 
  49. ^ Aciego, S. (15 באפריל 2010). "Toward a radiometric ice clock: U-series of the Dome C ice core". TALDICE-EPICA Science Meeting: 1–2. 
  50. ^ Lowe & Walker 2014, p. 315.
  51. ^ Walker, Mike; Johnsen, Sigfus; Rasmussen, Sune Olander; Popp, Trevor; Steffensen, Jørgen-Peder; Gibbard, Phil; Hoek, Wim; Lowe, John; Andrews, John (ינואר 2009). "Formal definition and dating of the GSSP (Global Stratotype Section and Point) for the base of the Holocene using the Greenland NGRIP ice core, and selected auxiliary records". Journal of Quaternary Science 24 (1): 3–17. doi:10.1002/jqs.1227. 
  52. ^ Gow, Anthony (12 באוקטובר 2001). "Summer and winter core layers". NOAA. אורכב מ-המקור ב-13 February 2010. 
  53. ^ Alley 2000, pp. 44–48.
  54. ^ Alley 2000, p. 49.
  55. ^ Alley 2000, pp. 50–51.
  56. ^ Alley 2000, p. 56.
  57. ^ 1 2 3 Jouzel 2013, p. 2530.
  58. ^ 1 2 Ruddiman, William F.; Raymo, Maureen E. (2003). "A methane-based time scale for Vostok ice". Quaternary Science Reviews 22 (2): 141–155. Bibcode:2003QSRv...22..141R. doi:10.1016/S0277-3791(02)00082-3. 
  59. ^ Jouzel 2013, p. 2533.
  60. ^ Fisher, David (2011). "Recent melt rates of Canadian arctic ice caps are the highest in four millennia". Global and Planetary Climate Change. 84–85: 1–4. doi:10.1016/j.gloplacha.2011.06.005. 
  61. ^ Souney et al. 2014, p. 25.
  62. ^ Barbalace, Kenneth L. "Periodic Table of Elements: O – Oxygen" (באנגלית). EnvironmentalChemistry.com. בדיקה אחרונה ב-20 במאי 2017. 
  63. ^ 1 2 Lowe & Walker 2014, pp. 165–170.
  64. ^ Alley 2000, pp. 65–70.
  65. ^ 1 2 Jouzel 2013, p. 2532.
  66. ^ Alley 2010, p. 1097.
  67. ^ "Isotopes and the delta notation" (באנגלית). Centre for Ice and Climate. 8 בספטמבר 2009. בדיקה אחרונה ב-25 במאי 2017. 
  68. ^ Mulvaney, Robert (20 בספטמבר 2004). "How are past temperatures determined from an ice core?" (באנגלית). Scientific American. בדיקה אחרונה ב-25 במאי 2017. 
  69. ^ 1 2 Jouzel 2013, pp. 2533–2534.
  70. ^ Jouzel 2013, p. 2531.
  71. ^ Bauska, Thomas K.; Baggenstos, Daniel; Brook, Edward J.; Mix, Alan C.; Marcott, Shaun A.; Petrenko, Vasilii V.; Schaefer, Hinrich; Severinghaus, Jeffrey P.; Lee, James E. (29 במרץ 2016). "Carbon isotopes characterize rapid changes in atmospheric carbon dioxide during the last deglaciation". Proceedings of the National Academy of Sciences 113 (13): 3465–3470. PMC 4822573. PMID 26976561. doi:10.1073/pnas.1513868113. 
  72. ^ דייוויד כריסטיאן, היסטוריה גדולה, ידיעות ספרים, 2021, ע' 282
  73. ^ 1 2 Jouzel 2013, p. 2534.
  74. ^ Schilt, Adrian; Baumgartner, Matthias; Blunierc, Thomas; Schwander, Jakob; Spahni, Renato; Fischer, Hubertus; Stocker, Thomas F. (2009). "Glacial-interglacial and millennial-scale variations in the atmospheric nitrous oxide concentration during the last 800,000 years". Quaternary Science Reviews 29 (1–2): 182–192. doi:10.1016/j.quascirev.2009.03.011. אורכב מ-המקור ב-8 August 2017. בדיקה אחרונה ב-2 ביוני 2017. 
  75. ^ Landais et al. 2012, p. 191.
  76. ^ Neelin, J. David (2010). Climate Change and Climate Modeling. Cambridge: Cambridge University Press. עמ' 9. ISBN 978-0-521-84157-3. 
  77. ^ Martinerie, P.; Nourtier-Mazauric, E.; Barnola, J.-M.; Sturges, W. T.; Worton, D. R.; Atlas, E.; Gohar, L. K.; Shine, K. P.; Brasseur, G. P. (17 ביוני 2009). "Long-lived halocarbon trends and budgets from atmospheric chemistry modelling constrained with measurements in polar firn". Atmospheric Chemistry and Physics 9 (12): 3911–3934. doi:10.5194/acp-9-3911-2009free 
  78. ^ Delmas, Robert J. (1993). "A natural artefact in Greenland ice-core CO2 measurements". Tellus B 45 (4): 391–396. doi:10.1034/j.1600-0889.1993.t01-3-00006.x. 
  79. ^ Alley 2000, pp. 51–55.
  80. ^ Sigl, M.; Winstrup, M.; McConnell, J. R.; Welten, K. C.; Plunkett, G.; Ludlow, F.; Büntgen, U.; Caffee, M.; Chellman, N. (8 ביולי 2015). "Timing and climate forcing of volcanic eruptions for the past 2,500 years". Nature 523 (7562): 543–549. PMID 26153860. doi:10.1038/nature14565. 
  81. ^ Legrand & Mayewski 1997, pp. 222, 225.
  82. ^ Legrand & Mayewski 1997, pp. 231–232.
  83. ^ Legrand & Mayewski 1997, p. 221.
  84. ^ Legrand & Mayewski 1997, p. 222.
  85. ^ 1 2 Legrand & Mayewski 1997, p. 225.
  86. ^ Legrand & Mayewski 1997, pp. 227–228.
  87. ^ Pedro, J.B. (2011). "High-resolution records of the beryllium-10 solar activity proxy in ice from Law Dome, East Antarctica: measurement, reproducibility and principal trends". Climate of the Past 7 (3): 707–708. doi:10.5194/cp-7-707-2011free 
  88. ^ Wagenhach, D.; Graf, W.; Minikin, A.; Trefzer, U.; Kipfstuhl, J.; Oerter, H.; Blindow, N. (20 בינואר 2017). "Reconnaissance of chemical and isotopic firn properties on top of Berkner Island, Antarctica". Annals of Glaciology 20: 307–312. doi:10.3189/172756494794587401free 
  89. ^ Arienzo, M. M.; McConnell, J. R.; Chellman, N.; Criscitiello, A. S.; Curran, M.; Fritzsche, D.; Kipfstuhl, S.; Mulvaney, R.; Nolan, M. (5 ביולי 2016). "A Method for Continuous Pu Determinations in Arctic and Antarctic Ice Cores". Environmental Science & Technology 50 (13): 7066–7073. PMID 27244483. doi:10.1021/acs.est.6b01108. 
  90. ^ Delmas et al. (2004), pp. 494–496.
  91. ^ "Future Work". US Geological Survey Central Region Research. 14 בינואר 2005. אורכב מ-המקור ב-13 September 2005. 
  92. ^ Alley 2000, p. 73.
  93. ^ Reese, C.A.; Liu, K.B.; Thompson, L.G. (26 ביולי 2017). "An ice-core pollen record showing vegetation response to Late-glacial and Holocene climate changes at Nevado Sajama, Bolivia". Annals of Glaciology 54 (63): 183. doi:10.3189/2013AoG63A375free 
  94. ^ Okuyama, Junichi; Narita, Hideki; Hondoh, Takeo; Koerner, Roy M. (פברואר 2003). "Physical properties of the P96 ice core from Penny Ice Cap, Baffin Island, Canada, and derived climatic records". Journal of Geophysical Research: Solid Earth 108 (B2): 6–1–6–2. doi:10.1029/2001JB001707. 
  95. ^ Talalay 2016, pp. 9–11.
  96. ^ Langway 2008, pp. 5–6.
  97. ^ Langway 2008, p. 7.
  98. ^ Langway 2008, pp. 9–11.
  99. ^ Langway 2008, pp. 14–15.
  100. ^ Langway 2008, pp. 17–20.
  101. ^ Langway 2008, p. 23.
  102. ^ 1 2 Jouzel 2013, p. 2527.
  103. ^ Ueda & Talalay 2007, pp. 3–5.
  104. ^ Ueda & Talalay 2007, pp. 50–58.
  105. ^ Ueda & Talalay 2007, pp. 3–26.
  106. ^ Ueda & Talalay 2007, p. 11.
  107. ^ Jouzel 2013, p. 2528.
  108. ^ 1 2 3 Jouzel 2013, p. 2529.
  109. ^ Bentley, Charles R.; Koci, Bruce R. (2007). "Drilling to the beds of the Greenland and Antarctic ice sheets: a review". Annals of Glaciology 47: 3–4. doi:10.3189/172756407786857695. 
  110. ^ Iaccarino, Tony. "TALos Dome Ice CorE – TALDICE". Talos Dome Ice Core. בדיקה אחרונה ב-28 במאי 2017. 
  111. ^ "Record-shattering 2.7-million-year-old ice core reveals start of the ice ages". Science (באנגלית) (AAAS). 14 באוגוסט 2017. בדיקה אחרונה ב-30 באוגוסט 2017.