جیمز بی. شانلی، الیز پندل، کارول کندال، لورا آر. استیونز، رابرت ال میشل، پاتریک جی فیلیپس،
ریچارد ام. فارستر، دیوید ال نفتز، بیلینگ لیو، لیبی استرن، برنت بی ولف،
سی پیج چمبرلین، استیون دبلیو لیویت، تیم هیتون، برنهارد مایر، ال. دیوین سیسیل، دبلیو بری
لیونز، برایان جی. کاتز، جولیو ال. بتانکور، دایان ام. مک نایت، جوئل دی بلوم، توماس
دبلیو دی ادواردز، هارولد آر. هاوس، امی ایتو، رامون او. آراونا و جوزف اف. ویلان
22.1 مقدمه
22.1.1 سوابق مستقیم و پروکسی تغییرات محیطی
22.2 نشانگرهای تغییرات محیطی اخیر
22.2.1 تاریخ گذاری آب های زیرزمینی
22.2.2 استفاده مستقیم از ایزوتوپ های آب برای استنتاج تغییرات جهانی اخیر
22.2.3 تغییرات در کاربری زمین استنتاج شده از مطالعات ردیاب
22.2. ردیاب هایی برای ردیابی الگوهای مهاجرت پرندگان
22.2.5 تغییرات در رسوب اتمسفر
22.3 شاخص های اقلیمی دیرینه
22.3.1 آب های زیرزمینی به عنوان آرشیو اطلاعات دیرینه-اقلیمی 22.3.2
یخچال های طبیعی قاره ای
22.3.2 اکسیدهای
هیدروژنی، 3.3. کربنات ها
22.3.5 بازسازی محیطی دیرینه از ایزوتوپ های پایدار در
حلقه های درختی و فسیل های گیاهی
22.3.6 محیط های دریاچه ای: ارگانیک ها
22.3.7 محیط های دریاچه ای: کربنات های اصیل
22.3.8 محیط های دریاچه ای 22.3.8 محیط های دریاچه ای: 24.2
تحقیقات جدید
منابع
22.1 مقدمه
علاوه بر ارائه درک فرآیندهای درون یک سیستم حوضه، تکنیک‌های ایزوتوپی در ارائه بازسازی آب و هوای حوضه و سایر شاخص‌های زیست‌محیطی در مقیاس‌های زمانی مختلف مؤثر بوده‌اند. بازسازی‌ها در مقیاس‌های زمانی طولانی‌تر (10 2 تا 10 7 سال) چارچوب زمانی، نرخ تغییر، و بزرگی تغییرات در چرخه‌های طبیعی را نشان می‌دهد. این چارچوب به ما دیدگاهی در مورد تغییرات فعلی در محیط ما می دهد، و همچنین مشابه هایی را در گذشته (مانند دوره های افزایش CO 2 اتمسفر ) ارائه می دهد که بینشی در مورد چگونگی واکنش محیط ما به تغییرات انسانی ارائه می دهد. بازسازی‌ها در مقیاس‌های زمانی کوتاه‌تر (10 0 تا 10 3 سال) سابقه‌ای از چگونگی تغییر محیط ما در زمان‌های تاریخی را به ما ارائه می‌دهند و تجزیه و تحلیل نقش فعالیت‌های انسان‌زایی را در آن تغییر ممکن می‌سازد.
با نزدیک شدن به آغاز هزاره، تغییرات جهانی محیطی به عنوان یکی از فوری ترین مسائل تحقیقات علوم زمین شناخته شده است (USGCRP، 1992). تغییرات محیطی جهانی به اثرات زیست محیطی جمعی و تجمعی فعالیت های انسانی، از جمله انتشار گازهای گلخانه ای، شهرنشینی، جنگل زدایی، تغییر در شیوه های کشاورزی، محصور شدن آب های سطحی و کاهش تنوع زیستی اشاره دارد. یک چالش اساسی در ارزیابی تغییرات محیطی جهانی، تعیین شرایط طبیعی یا پس‌زمینه طولانی‌مدت و تغییرات طبیعی در این شرایط است، به طوری که سیگنال (اثرات انسانی) به وضوح روی نویز (تغییرپذیری طبیعی) تشخیص داده شود. این کار به دلیل روابط متقابل و مکانیسم‌های بازخوردی بین فرآیندهای فیزیکی، شیمیایی و بیولوژیکی در محیط سخت‌تر می‌شود. هدف این فصل گرد هم آوردن ژئوشیمی ایزوتوپی، هیدرولوژی و اقلیم شناسی برای بررسی راه های جدید استفاده از تکنیک های ردیابی ایزوتوپی برای ارائه اطلاعات در مورد تغییرات محیطی است.
تجزیه و تحلیل ایزوتوپی به یک ابزار ارزشمند در تحقیقات جهانی تغییرات محیطی تبدیل شده است. به عنوان مثال، ترکیبات ایزوتوپی بارش مدرن بخش مهمی از بسیاری از مدل‌های آب و هوایی جهانی (GCMs) است. با این حال، قوی ترین کاربرد ایزوتوپ ها این است که آنها رکوردی از شرایط محیطی گذشته (مانند دما، رطوبت، پوشش گیاهی و منبع آب) ارائه می دهند که می تواند با شرایط محیطی امروزی مقایسه شود. اگرچه بسیاری از مطالعات اقلیم‌شناسی با استفاده از ایزوتوپ‌ها بر روی رسوبات دریایی یا ورقه‌های یخی قطبی انجام شده‌اند، اینها تنها روندهای میانگین مکانی را در آب و هوای جهانی ارائه می‌دهند. نگرانی فعلی در مورد تأثیر فعالیت های انسانی بر آب و هوای جهانی باعث افزایش تحقیقات با هدف بازسازی آب و هوای گذشته در محیط های قاره ای شده است. از آنجایی که مدل‌های گرمایش جهانی پیش‌بینی می‌کنند که گرمایش به طور نابرابر در فضا توزیع می‌شود، تعیین روندهای اقلیمی گذشته و نوسانات در مناطق مختلف زمین برای ارزیابی نحوه واکنش آنها به اجبار آب و هوای جهانی از اهمیت اساسی برخوردار است.
بحث در این فصل با تغییرات محیطی “اخیر” آغاز می شود و با تغییرات اقلیمی دیرینه پایان می یابد. بخش تغییرات اخیر شامل بحث هایی در مورد چگونگی استفاده از تکنیک های ایزوتوپی برای نظارت بر تغییرات در ترکیبات آب تغذیه، رسوب نیتروژن و گوگرد در جو، کاربری زمین و الگوهای مهاجرت پرندگان است. بخش تغییر اقلیم دیرینه شامل بحث هایی در مورد چگونگی ارزیابی تغییرات آب و هوایی از طریق تجزیه و تحلیل ایزوتوپ ها در حلقه های درخت (تا 160 سال)، کربنات های دریاچه ای (30 تا 12000 سال)، هسته های یخی در یخچال های طبیعی قاره (تا 2000 سال)، چوب فسیلی و برگ است. سلولز (تا 40000 سال)، کربنات های ثانویه خاک (10000 تا 50000 سال) و مواد معدنی رسی (تا 107 سال ). نقش کربن در گرمایش جهانی به طور گسترده در فصل 17 مورد بحث قرار گرفته است.
در این فصل، بررسی خواهیم کرد که چگونه رویکردهای ایزوتوپی خاص در حال حاضر در تحقیقات در مورد تغییرات محیطی جهانی استفاده می شود. اگرچه برخی از مطالعات ارائه شده به عنوان بخشی از تحقیقات “کلاسیک” حوضه آبریز انجام شد، برای این فصل ما توجه خود را به گونه‌ای گسترش می‌دهیم که هر محیط غیردریایی کم‌عمق (نزدیک به سطح) را شامل شود. به همین ترتیب، ما چند تکنیک غیر ایزوتوپی (مانند تاریخ‌گذاری CFC-آبهای زیرزمینی) را که معمولاً در ارتباط با مطالعات ایزوتوپی استفاده می‌شوند، اضافه می‌کنیم.
22.1.1 سوابق مستقیم و نیابتی تغییرات محیطی
تحت برخی شرایط، داده های ایزوتوپی یک رکورد “مستقیم” از تغییرات محیطی را ارائه می دهند. به عنوان مثال، تغییرات طبیعی در ترکیبات ایزوتوپی پایدار اکسیژن و هیدروژن بارش در نواحی قاره ای منعکس کننده شرایط آب و هوایی محلی مانند مسیر طوفان، دمای بارش، رطوبت محیط، منبع توده هوا و درجه بارندگی است (فصل 3). . آب های تغذیه ای حاصل از بارش ممکن است ترکیبات ایزوتوپی باران را از نزدیک منعکس کند یا ممکن است به طور قابل توجهی توسط تبخیر، تبادل ایزوتوپی و اختلاط تغییر کند. از این رو، تغییرات در ترکیبات ایزوتوپی باران و آبهای تغذیه‌کننده را می‌توان بر حسب تغییرات اقلیمی تفسیر کرد و معمولاً به عنوان شاخص‌های مستقیم فرآیندهای زیست‌محیطی یا اقلیم در نظر گرفته می‌شوند. ایزوتوپ های دیگری که گاهی اوقات به عنوان نشانگر مستقیم استفاده می شوند عبارتند از: d 13 C و d 18 O بی کربنات، d 15 N و d 18 O نیترات، d 34 S و d 18 O سولفات و ایزوتوپ های هلیوم.
اغلب، داده های ایزوتوپی یک رکورد “پراکسی” از تغییرات محیطی ارائه می دهند. به عنوان مثال، آب‌ها، املاح و گازهای باستانی بدون تغییر به ندرت حفظ می‌شوند، اما مواد معدنی ممکن است در تعادل ایزوتوپی با این آب‌ها تشکیل شوند و گیاهان و جانوران ترکیبات ایزوتوپی آب‌ها و املاح محلی مختلف را در طول رشد در بافت‌های خود بگنجانند. تحت شرایط مساعد، اطلاعات دیرینه محیطی را می توان با تجزیه و تحلیل پوسته های حیوانات باستانی، کربنات های دریاچه یا خاک، سلولز گیاهی، فسفات استخوان، مواد معدنی خاک رس و اکسیدهای موجود در رسوبات دریایی و قاره ای برای ترکیب ایزوتوپی تعیین کرد. این ترکیبات یک رکورد غیرمستقیم یا پروکسی از ترکیبات ایزوتوپی آبهای محلی و املاح در زمان تشکیل را حفظ می کنند.
سوابق اقلیمی حفظ شده در محیط های قاره ای از بین سالانه تا مقیاس هزاره تا مقیاس دوران زمین شناسی متغیر است. الگوهای آب و هوایی گذشته از ترکیبات ایزوتوپی شاخص‌های پراکسی آب و هوا با مقایسه داده‌های پراکسی با توزیع‌های ایزوتوپی کنونی باران، آبهای زیرزمینی و آبهای سطحی، با در نظر گرفتن فاکتورهای شکنش شناخته شده استنتاج می‌شوند. الگوهای منطقه ای در تفاوت بین ترکیبات ایزوتوپی قدیمی و مدرن منعکس کننده تغییرات آب و هوا یا سایر پارامترهای محیطی است. پیشرفت در استفاده از داده های پراکسی نیازمند درک دقیق تغییرات ایزوتوپی در پاسخ به تغییرات پارامترهای آب و هوایی و نحوه ثبت این تغییرات توسط پروکسی است. به طور خاص، هم توسعه مدل‌های اقلیمی جوی امروزی و هم بازسازی مدل‌های اقلیمی و هیدرولوژیکی باستانی بر اساس سوابق ایزوتوپی پروکسی به دلیل اطلاعات محدود در مورد الگوهای ایزوتوپی کنونی در چرخه هیدرولوژیکی مدرن مانع می‌شود.
اولین درس اساسی زمین شناسی این است: «حال، کلید گذشته است». بر این اساس، ایزوتوپ ها را نمی توان به طور موثر برای رمزگشایی paleoclimates بدون درک وسیع سیستم های هیدرولوژیکی مدرن و عوامل محیطی که ترکیب ایزوتوپی شاخص های پروکسی را کنترل می کنند، استفاده کرد. موضوعات تحقیقاتی در حال انجام که این درک را ارتقا می دهند عبارتند از: فرآیندهای موثر بر ترکیبات ایزوتوپی آب های شهاب سنگی. اهمیت بازیافت تبخیر و تعرق در چرخه هیدرولوژیکی. حفظ ترکیبات ایزوتوپی مواد معدنی و فسیلی در دوره های زمانی طولانی؛ کالیبراسیون ژئوترمومترهای دمای پایین؛ رابطه رسوبات کربناته و فسیلهای دریاچه با آبهای شهاب سنگی. و اثر تغییرپذیری محیطی ذاتی بر تخمین‌های paleoccmatic.
22.2 شاخص های اخیر تغییرات محیطی
بسیاری از ایزوتوپ های رادیواکتیو پایدار و کوتاه مدت، و همچنین ردیاب های غیر ایزوتوپی، در ارزیابی تغییرات محیطی در مقیاس های زمانی تاریخی، از سال ها تا دهه ها مفید بوده اند. در برخی موارد، خود ردیاب‌ها عمدتاً آلاینده‌های انسانی هستند، مانند تریتیوم، 137 Cs و کلروفلوروکربن‌ها (CFC). ردیاب‌های رادیواکتیو می‌توانند برای تعیین سن آبهای زیرزمینی استفاده شوند، که سپس می‌توانند با شیمی آبهای زیرزمینی ترکیب شوند تا تاریخچه‌ای از تأثیر شیوه‌های استفاده از زمین بر کیفیت آب سفره‌های زیرزمینی را بازتولید کنند. در یک کاربرد دیگر، مشخصه d / d 18O حاصل از تبخیر از دریاچه‌های نشت‌کننده (دریاچه‌هایی بدون خروجی آب سطحی) می‌تواند برای ردیابی حرکت آب دریاچه از طریق سفره‌های زیرزمینی استفاده شود. بنابراین رکوردی از تغییرات سالانه در آب دریاچه d D و d 18 O تولید شده توسط تغییرات آب و هوایی بین سالانه در امتداد مسیرهای جریان آب زیرزمینی حفظ می شود (به فصل 14 مراجعه کنید). ایزوتوپ های کیهان زایی با نیمه عمر کوتاه در اینجا نیز به اختصار معرفی می شوند. ایزوتوپ‌های کیهانی با نیمه عمر طولانی در فصل‌های 19 و 20 مورد بحث قرار می‌گیرند. تاریخ‌گذاری آبهای زیرزمینی به تفصیل در فصل 8 مورد بحث قرار گرفته است.
22.2.1 تاریخ گذاری آب های زیرزمینی
آب های زیرزمینی ممکن است رکورد بسیاری از انواع داده های زیست محیطی را داشته باشند. تحت شرایط مناسب (آبخوان نسبتاً همگن، رسوبات آبخوان غیر فعال، گرادیان هیدرولیکی کم)، آب به آرامی حرکت می کند، ویژگی های شیمیایی و ایزوتوپی خود را در زمان شارژ حفظ می کند و در بسته های سالانه مجزا شارژ می شود. این توانایی آب های زیرزمینی برای خدمت به عنوان آرشیو کیفیت آب، همراه با امکان تعیین تاریخ تغذیه مجدد توسط ایزوتوپی یا وسایل دیگر، ابزار قدرتمندی برای بررسی روندهای زمانی در کیفیت آب و ارتباط آنها با تغییرات در رسوب اتمسفر، زمین است. استفاده یا شیوه های مدیریت زمین
برای تخمین سن آب های زیرزمینی می توان از یک سری ردیاب استفاده کرد. محدوده سنی به دست آمده می تواند از چند روز برای ردیاب هایی مانند 35 S و 7 Be (کوپر و همکاران، 1991) تا صدها هزار سال برای 36 کلر متفاوت باشد. برخی از این ردیاب ها (به عنوان مثال، 35 S، 7 Be) توسط پرتوهای کیهانی تولید می شوند، و می توانند ردیاب های حالت پایدار در نظر گرفته شوند (به عنوان مثال، غلظت در هر مخزن معینی نباید با زمان تغییر کند). برخی دیگر به طور انحصاری یا عمدتاً توسط فرآیندهای انسانی (به عنوان مثال، کلروفلوئوروکربن‌ها {CFCs}، 85 Kr) معرفی می‌شوند . این ردیاب‌ها عموماً محدود به مطالعه فرآیندهایی هستند که در مقیاس‌های زمانی دهه‌ای رخ می‌دهند. مجموعه دیگری از ردیاب‌ها توسط هر دو فرآیند تولید می‌شوند و این ردیاب‌ها جزو رایج‌ترین ردیاب‌های مورد استفاده هستند (به عنوان مثال، 3 H، 14 C، 36 Cl). این ردیاب‌ها هنگامی که همراه با داده‌های سایر اجزاء تشکیل‌دهنده استفاده می‌شوند، تخمین‌هایی را در طیف وسیعی از مقیاس‌های سنی ارائه می‌کنند. با استفاده از تاریخ‌های به‌دست‌آمده از این ردیاب‌ها، می‌توان اطلاعاتی در مورد تغییرات محیطی رخ‌داده در اتمسفر و هیدروسفر به‌دست آورد.
تریتیوم احتمالاً متداول‌ترین ایزوتوپ مورد استفاده برای تاریخ‌یابی آبهای زیرزمینی است زیرا جمع‌آوری و تجزیه و تحلیل آسانی دارد. می توان آن را یک ردیاب محافظه کار برای اکثر مطالعات هیدرولوژیکی در نظر گرفت. تریتیوم دارای فراوانی طبیعی است که در طی آزمایشات تسلیحات هسته ای در دهه های 1950 و 1960 توسط تولید انسان زایی غرق شد. نیروگاه های هسته ای تنها در مطالعات محلی منبع مهم تریتیوم هستند. به دلیل ماهیت تولید آن، تریتیوم عملکرد ورودی بسیار پیچیده ای دارد و همچنین در معرض تغییرات جغرافیایی عمده است. با این حال، تعداد زیادی اندازه گیری تریتیوم در بارش در دسترس است که می توان از آنها برای به دست آوردن توابع ورودی استفاده کرد (IAEA، 1981؛ Michel، 1989). اندازه گیری همزمان تریتیوم و محصول دختر آن، 3 He، می تواند بر عوارض تابع ورودی غلبه کند.
میشل و همکاران (1994) از تریتیوم برای تعیین سن آبهای نمونه برداری شده در آبخوان زیر گلدن گیت پارک در سانفرانسیسکو، کالیفرنیا استفاده کرد. سن به نمونه های آب از آبخوان اختصاص داده شد تا روندهای زمانی در کیفیت آب های تغذیه آبخوان تعیین شود. در طول 40 سال گذشته، به نظر می رسد افزایشی در سولفات، سدیم، و کلرید وجود دارد، در حالی که هیچ روندی برای نیترات مشهود نبود. اگبوکا و همکاران (1983) از تریتیوم برای دنبال کردن یک ستون آلاینده و به دست آوردن نرخ پراکندگی در محل دفن زباله در بوردن، انتاریو استفاده کرد. بخش 22.2.3 بحث مفصل تری در مورد استفاده از ردیاب های گذرا برای مطالعه تغییرات کیفیت آب های زیرزمینی با گذشت زمان دارد.
کلروفلوئوروکربن ها (CFC) از دهه 1940 از طریق فرآیندهای صنعتی به اتمسفر رها شده اند (به فصل 9 مراجعه کنید). آنها از مزیت داشتن یک تابع منبع جهانی که تحت تأثیرات جغرافیایی قرار نمی گیرد و افزایش غلظت در جو که به طور منطقی شناخته شده است دارند (الکینز و همکاران، 1993). عوارض تکنیک تاریخ گذاری ناشی از نیاز به دانستن دمای آب در آخرین باری که با اتمسفر متعادل شده است، و احتمال جذب و تخریب میکروبی CFC ها در زیر سطح است. Krypton-85 همچنین دارای یک تابع منبع جهانی است اما از نظر شیمیایی در زیر سطح واکنش پذیر نیست. از آنجا که 85 Kr نسبت به کریپتون پایدار اندازه گیری می شود، دمای تعادل اهمیتی ندارد. اشکال اصلی استفاده از 85 Kr این است که معمولاً به یک نمونه حجم زیاد نیاز است و تجزیه و تحلیل دشوار است.
کلر-36 هم یک جزء تولید شده توسط بمب و هم جزء تولید کیهان زایی دارد. می توان از آن برای مطالعه حرکت کلرید و آب در طیف وسیعی از مقیاس های زمانی استفاده کرد. تابع منبع اخیر به خوبی شناخته شده است (فیلیپس و همکاران، 1988)، اما تغییرات در نرخ تولید در طول صدها هزار سال ممکن است. استفاده از آن نیز به دلیل وجود همه جا کلرید در محیط با مشکل مواجه می شود. به همین ترتیب، 14 C در درجه اول برای مطالعات طولانی مدت استفاده می شود. هر دو 36 Cl و 14 C در بخش 22.3.1 مورد بحث قرار گرفته اند.
22.2.2 استفاده مستقیم از ایزوتوپ های آب برای استنباط تغییرات جهانی اخیر
این بخش دو مطالعه موردی را بررسی می‌کند، یکی در یک محیط قطبی و دیگری در یک محیط نیمه گرمسیری، که در آن dD و d18O از آب به طور مستقیم برای استنباط تغییرات محیطی اخیر استفاده می‌شود. در مطالعه اول، اندازه‌گیری‌های d18 O و d D در جریان‌های ورودی به یک دریاچه قطبی برای تعیین کمیت بودجه آبی دریاچه، و به‌ویژه برای تعیین تغییرات ضخامت یخ دریاچه، که منعکس‌کننده تغییرات آب و هوایی اخیر است، استفاده شد . دریاچه فریکسل، دریاچه ای دائمی پوشیده از یخ در جنوب ویکتوریا، قطب جنوب، از رواناب بیش از سه یخچال طبیعی در حوزه آبخیز 230 کیلومتر مربعی تغذیه می شود (لارنس و هندی، 1985). یخ های یخبندان، به طور کلی، ترکیبات ایزوتوپی سبک تری نسبت به آب های جویبار دارند. d 18 O یخ های یخبندان از 28.4- تا 33- است، در حالی که میانگین وزنی d 18 O جریان آب های سطحی 27.3- است (Matsubaya et al., 1979; Stuvier et al., 1981) . این غنی سازی نشان می دهد که تبخیر قابل توجهی با ذوب شدن یخ یخچال و جریان در جریان های سطحی رخ می دهد.
تعادل ایزوتوپی دریاچه ها با استفاده از یک رویکرد استاندارد تعادل جرم توسط نویسندگان متعدد با استفاده از معادله اولیه گونفیانتینی (1965) انجام شده است. با این حال، به دلیل عدم خروج آب سطحی، ورودی یا خروجی آب زیرزمینی، و از دست دادن تبخیر ناشی از پوشش یخی دائمی، معادله تعادل جرم ایزوتوپی برای دریاچه فریکسل می تواند تا حد زیادی ساده شود. در شرایط حالت پایدار، با استفاده از میانگین d 18 O یخ دریاچه (25.2-) از ژانویه 1992، تجمع یخ به عنوان 34 سانتی متر در سال محاسبه شد. با این حال، اندازه گیری مستقیم یخ در دریاچه Hoare، در همان نزدیکی در همان دره، نرخ تجمع 110 سانتی متر در سال را نشان می دهد (Wharton et al., 1992). اختلاف گسترده در میزان محاسبه و اندازه گیری انباشته یخ دریاچه بدون شک به دلیل این واقعیت است که این دریاچه ها از نظر تغییر حجم در حالت ثابت نیستند. چین (1993) و وارتون و همکاران. (1993)، همچنین از طریق اندازه گیری های مستقیم، نشان داده اند که در چند دهه گذشته ضخامت یخ دریاچه کاهش یافته و حجم دریاچه افزایش یافته است. بنابراین، استفاده مستقیم از d D و d 18 O، همراه با تعیین شار آب، امکان ثبت نازک شدن یخ را فراهم کرده است و بنابراین حداقل یک گرم شدن آب و هوایی کوتاه مدت را استنباط می کند.
مطالعه دوم در آب و هوای نیمه گرمسیری مرطوب شمال فلوریدا انجام شد، جایی که جریان آب زیرزمینی به صورت عمودی رو به پایین است، ویژگی که سابقه ای از سن و ویژگی های تغذیه مجدد در علائم شیمیایی و ایزوتوپی آب های زیرزمینی با عمق را حفظ می کند. حوضه دریاچه بارکو دارای دمای MAT 21 درجه سانتی گراد و میانگین بارندگی 128 سانتی متر است (اونبی و ایزل، 1992). توافق نزدیک بین میانگین دمای هوا سالانه، دمای آب های زیرزمینی اندازه گیری شده، و دمای تغذیه محاسبه شده از داده های N 2 و Ar نشان می دهد که شارژ مجدد به احتمال زیاد در طول سال اتفاق می افتد (کاتز، 1993). بنابراین، ترکیب ایزوتوپی آبهای زیرزمینی نشان‌دهنده میانگین نوسانات دمایی سالانه است. با ترکیب استفاده از ایزوتوپ‌های پایدار (برای تعیین منبع آب و شرایط تغذیه) و CFCها (برای تعیین سن آبهای زیرزمینی، همانطور که در بخش 22.2.3 مورد بحث قرار گرفت)، اطلاعات ارزشمندی در مورد منابع و نرخ‌های تغذیه و تغییرات در الگوهای آب و هوا به دست آمد. 40 سال گذشته
ارتقاء ترکیب ایزوتوپی آب های زیرزمینی از دریاچه بارکو شبیه بارندگی و نمودارهای در امتداد خط آب شهاب سنگی جهانی است (کریگ، 1961)، که نشان دهنده شارژ سریع آب شهاب سنگ با تبخیر و تعرق کم یا بدون تبخیر است (Katz et al., 1995a,b). آب های زیرزمینی که در یک سال معین شارژ شده اند دارای ترکیب ایزوتوپی هستند که دمای تغذیه و سایر متغیرهای آب و هوایی را منعکس می کند. به عنوان مثال، آبهای زیرزمینی در عمق کم بیشترین dD (24.5‰) و d18 O (-4.40‰) را داشتند . این آب زیرزمینی در سال 1989 (به تاریخ CFC) شارژ شد، زمانی که میانگین دمای هوا سالانه 19.3 درجه سانتی گراد بود. در مقابل، آب های زیرزمینی عمیق تر در d D (-20.0‰) و d 18 O (-3.95 ‰) غنی تر شد. در سال 1978، زمانی که میانگین دمای هوا سالانه 20.9 درجه سانتیگراد بود، شارژ شد. این رکورد همراه با تاریخ گذاری CFC برای مشخص کردن سال شارژ مجدد به فرد امکان می دهد تغییرات آب و هوایی اخیر را بازسازی کند.
22.2.3 تغییرات در کاربری اراضی استنتاج شده از مطالعات ردیاب
تاریخ گذاری آب های زیرزمینی می تواند ابزار مفیدی برای درک تأثیر تغییرات کاربری زمین بر کیفیت آب زیرزمینی در سفره های سطحی باشد (دانکل و همکاران، 1993). در اواخر دهه 1980، نگرانی ها در مورد آلودگی نیترات در خلیج چساپیک ناشی از فعالیت های کشاورزی منجر به مطالعه کیفیت آب های زیرزمینی به عنوان تابعی از تاریخ تغذیه در شبه جزیره دلماروا شد. در این مطالعه از تکنیک‌های تاریخ‌یابی تریتیوم -3 He، 85 Kr و CFC استفاده شد (دانکل و همکاران، 1993؛ اکورزل و همکاران، 1994). سن آب های زیرزمینی محاسبه شده از هر سه روش در حدود 2± سال برای اکثر نمونه ها توافق شده است (Ekwurzel et al., 1994). این مطالعه در Locust Grove، یک حوضه آبریز کوچک (< 5 کیلومتر مربع ) انجام شد . آبخوان سطحی Locust Grove دارای 18-24 متر ماسه قابل نفوذ است که توسط رسوبات سیلت-رسی با نفوذپذیری بسیار کم زیر لایه قرار گرفته است. عمق آب بین 0 تا 6 متر است. بیشتر حوضه آبریز در زمین های کشاورزی شامل مرتع، ذرت، سویا و درختان و بوته های زینتی است. تنها پنج درصد از حوضه توسط زمین های مسکونی یا جنگلی پوشانده شده است، که دومی عمدتاً به یک نوار باریک در امتداد کانال رودخانه محدود می شود. نسبت زمین در استفاده کشاورزی از اوایل دهه 1950 تغییر چندانی نکرده است.
آبخوان به خوبی برای استفاده از تکنیک های سن یابی CFC مناسب است (Plummer et al., 1993). آب های زیرزمینی هوازی هستند، که نشان می دهد که تخریب میکروبی CFC ها نباید رخ دهد. از آنجا که سطح سطح آب کم عمق است، نباید تاخیر قابل توجهی در انتقال CFC وجود داشته باشد. آلودگی CFC توسط منابع محلی با توجه به محیط روستایی محتمل نیست (دانکل و همکاران، 1993). سن CFC از 15 چاه در امتداد یک ترانسکت مسیر جریان آب زیرزمینی 2.5 کیلومتری از یک تقسیم زهکشی به شعبه Chesterville، جریان مرتبه اول که حوضه آبریز را تخلیه می کند، تعیین شد. در همه به جز دو سایت، نمونه‌ها در اعماق مختلف در آبخوان سطحی از طریق چاه‌های تودرتو جمع‌آوری شدند. تمام نمونه‌ها برای CFC و طیف وسیعی از ترکیبات شیمیایی دیگر، از جمله یون‌های اصلی، مواد مغذی، اکسیژن محلول و سایر گازهای محلول، و ایزوتوپ‌های 3H ، D و 18 O مورد تجزیه و تحلیل قرار گرفتند.
چاه‌های ترانسکت در شعبه چسترفیلد در اواخر سال 1990 و اوایل سال 1991 نمونه‌برداری شدند. تاریخ‌های شارژ با مدل CFC، که عدم قطعیت بین 2 تا 3 سال دارند (ریلی و همکاران، 1994)، از سال 1985 تا 1987 در نمونه‌های مختلف متغیر بود. کم عمق ترین چاه ها، و از سال 1949 تا 1967 در نمونه هایی از چاه های به پایان رسید در نزدیکی پایه آبخوان سطحی. قدیمی ترین نمونه از یک چاه عمیق در منطقه تخلیه آب زیرزمینی در نزدیکی جریان جمع آوری شد، جایی که مسیرهای جریان آب زیرزمینی همگرا می شوند. اندازه‌گیری‌های سر هیدرولیک نشان می‌دهد که جریان آب زیرزمینی عمدتاً افقی است و جریان رو به بالا تنها در چند متری جریان مهم است. نمودار غلظت نیترات به عنوان تابعی از سن مدل CFC نشان می دهد که غلظت نیترات در آبخوان سطحی در Locust Grove از سال 1972 به طور قابل توجهی افزایش یافته است ( شکل 22.1 ). نمونه‌های جوان‌تر از 1972 عموماً دارای غلظت متوسط نیترات 13 میلی‌گرم در لیتر، هدایت ویژه > 100 µS/cm و بیش از 70 درصد کاتیون‌ها به‌عنوان کلسیم به اضافه منیزیم هستند. در مقابل، نمونه‌های قدیمی‌تر از 1972 دارای غلظت نیترات بین 3 تا 5 میلی‌گرم در لیتر، هدایت ویژه کمتر از 100 µS/cm و نسبت‌های کمتری از کاتیون‌ها به‌عنوان کلسیم به اضافه منیزیم هستند. تسلط کلسیم – منیزیم – نیترات در آبهایی که از اواسط دهه 1970 شارژ می شوند مستقیماً با افزایش مصرف کود در Locust Grove در این دوره مرتبط است (دنور، 1989).
نیترات زدایی را می توان به عنوان دلیل تفاوت در غلظت نیترات بین آب های کم عمق و جوان تر و آب های عمیق تر به 3 دلیل رد کرد: 1) به طور کلی، هر دو آب زیرزمینی جوان و قدیمی تقریباً کاملاً اکسیژن دار هستند، 2) هیچ یک از نمونه هایی از قسمت عمیق سیستم جریان دارای گاز نیتروژن اضافی هستند که در نتیجه نیترات زدایی وجود دارد، و 3) داده های ایزوتوپ نیتروژن هیچ نشانه ای از نیترات زدایی نشان ندادند (Böhlke and Denver, 1995).
سال‌ها طول می‌کشد تا شیوه‌های مدیریت مواد مغذی در Locust Grove بهبود کیفیت آب در آبخوان سطحی را بهبود بخشد. سنین مدل‌سازی شده با CFC نشان می‌دهد که می‌تواند بین 20 تا بیش از 50 سال طول بکشد تا آب از قسمت کم عمق آبخوان سطحی به بخش‌های عمیق و رو به پایین آبخوان سطحی برسد (دانکل و همکاران، 1993؛ ریلی و همکاران .، 1994). بنابراین، حتی اگر تمام کاربردهای نیترات فوراً متوقف شود، بخش‌های کاهش‌یافته از آبخوان سطحی احتمالاً شاهد افزایش غلظت نیترات در یک دوره 10 تا 20 ساله خواهند بود و بخش‌های قابل‌توجهی از آبخوان سطحی کاهش غلظت نیترات را برای دهه‌ها تجربه نمی‌کنند. مطالعات در حوضه آبخیز Fairmount در جنوب دلاور (دانکل و همکاران، 1993؛ دنور و سندستروم، 1991) آثاری از باقیمانده علف‌کش‌ها را در آبهای زیرزمینی با تاریخ تغذیه مجدد با مدل CFC در سال 1963 یافتند. این مطالعات نشان می‌دهد که تاریخ‌گذاری CFC می‌تواند با تکنیک‌های ایزوتوپی ترکیب شود. در درک تداوم مشکلات کیفیت آب در طول زمان در تنظیمات آبخوان های سطحی کم عمق بسیار مفید است.
22.3 شاخص های اقلیمی دیرینه
تا اینجا ما در نظر گرفته‌ایم که چگونه می‌توان از ایزوتوپ‌ها برای درک تغییرات محیطی فعلی و اخیر استفاده کرد. اکنون به تکنیک های ایزوتوپی می پردازیم که در درک تغییرات آب و هوا و تغییرات محیطی در مقیاس های زمانی از قرن ها تا ده ها هزاره مفید هستند. تکنیک های مقیاس زمانی طولانی برای بازسازی آب و هوای گذشته و مستندسازی تنوع طبیعی آن اساسی هستند. چشم انداز بلندمدت چارچوب لازم را فراهم می کند که در آن آشفتگی های ناشی از انسان زایی را می توان ارزیابی کرد.
22.3.1 آب های زیرزمینی به عنوان آرشیو اطلاعات دیرینه-اقلیمی
تغییرات طولانی مدت در آب و هوا را می توان با استفاده از اطلاعات ایزوتوپی آرشیو شده در محیط های هیدروژئولوژیک تشخیص داد. الگوهای تنوع در ایزوتوپ‌های پایدار یا پرتوزا با یک یا چند ابزار تاریخ‌گذاری ژئوشیمیایی ترکیب شده‌اند تا هم سن یا زمان سکونت آبهای زیرسطحی و هم شرایط آب و هوایی در زمانی که آبهای زیرزمینی از جو جدا شده‌اند، تعیین شود. ترکیب آب زیرزمینی ممکن است تحت تأثیر حرکت دینامیکی و اختلاط آب، فعل و انفعالات با آب های سطحی، تبادل یونی، انحلال و بارش مواد معدنی و آشفتگی های انسانی قرار گیرد. خصوصیات ایزوتوپی همراه با تاریخ سنجی رادیومتری یک راه مفید برای مستندسازی گاهشماری و تفسیر اثرات این مکانیسم ها بر روی یک سیستم آب زیرزمینی است.
تکنیک‌های تاریخ‌گذاری رادیوایزوتوپی مستلزم آن است که طرح‌های فروپاشی نیمه عمری در همان محدوده سنی سیستم یا ماده مورد نظر داشته باشند. در حالت ایده آل، فراوانی یا نسبت های ایزوتوپی اولیه باید به خوبی شناخته شده باشد و سیستم یا ماده ای که قرار است تاریخ گذاری شود باید از نظر ژئوشیمیایی از جو در زمان تشکیل تا زمان نمونه برداری جدا شده باشد. آبهای زیرزمینی در نهایت با رسوبات آبخوان به تعادل ژئوشیمیایی می‌رسند، بنابراین انحلال یا بارش اضافی فازهای معدنی را محدود می‌کند که می‌تواند تکنیک‌های تاریخ‌گذاری ایزوتوپی را غیرعملی کند. تغییرات در غلظت یا نسبت های اولیه ایزوتوپی گاهی اوقات مشکل ساز است. نمودارهای عدم تعادل با فاصله در طول مسیر جریان ممکن است برای برون یابی به ترکیبات اولیه استفاده شود (Durrance، 1986). مستندسازی تمام ورودی‌ها برای یک ایزوتوپ هدف معین برای تمایز تنوع طبیعی از تأثیرات انسانی ضروری است (اندروز و فونتس، 1992).
برای آبهای زیرزمینی در محدوده سنی صدها تا ده‌ها هزار سال، ابزارهای زمان‌سنجی ایزوتوپی شامل 36 کلر، 14 درجه سانتیگراد و هسته‌های سری اورانیوم هستند. منابع احتمالی 36 کلر عبارتند از: (1) پرتوهای کیهانی آرگون و 35 کلر پایدار در جو، (2) تابش پرتو کیهانی 35 کلر پایدار در ناحیه غیراشباع کم عمق، (3) محلول کلرید ماتریس در محیط‌ها. که در آن تولید 36 کلر در محل قابل توجه است، (4) فعال شدن نوترون 35 کلر پایدار در اقیانوس ها در نتیجه آزمایش های تسلیحات هسته ای در دهه 60-1950، و (5) ورودی های انسانی از بازفرآوری سوخت هسته ای و هسته ای – امکانات تولید برق (Cecil et al., 1992). منابع احتمالی 14 درجه سانتیگراد عبارتند از: (1) فعل و انفعالات نوترون، (2) فروپاشی ایزوتوپ های خاص رادیوم، (3) واکنش ذرات آلفا، و (4) منابع انسانی. برای روش‌های تاریخ‌گذاری سری اورانیوم، عدم تعادل بین اورانیوم و اعضای با عمر طولانی‌تر سری واپاشی برای ژئوکرونولوژی مواد با سن کمتر از 1 میلیون سال استفاده می‌شود (ایوانوویچ، 1982). پس از بارش مواد حاوی اورانیوم در یک سفره آب، زمان قابل توجهی برای رسیدن به تعادل در بین همه اعضای سری واپاشی مورد نیاز است. هر چه درجه عدم تعادل بین اعضای یک سری واپاشی بیشتر باشد، ماده جوان‌تر است.
کربن 14 با عملکرد منبع جوی دقیق شناخته شده خود (سوز و لینیک، 1990) و نیمه عمر 5730 ساله، برای مطالعه فرآیندها در سفره های زیرزمینی که در آن شارژ مجدد در مقیاس های زمانی طولانی (صدها تا ده ها هزار سال) اتفاق می افتد، ایده آل است. بنابراین ممکن است پیامدهایی برای تغییرات آب و هوایی داشته باشد. بر این اساس، می توان از آن برای بررسی تغییرات خصوصیات ایزوتوپی و شیمیایی تغذیه در آخرین دوره یخبندان استفاده کرد. با وجود عملکرد منبع جوی که به خوبی اندازه‌گیری شده است، غلظت 14 درجه سانتیگراد CO2 که با آبی که آبخوان‌ها را شارژ می‌کند متعادل می‌شود، کمتر شناخته شده است. بی کربنات اولیه در اکثر آب های زیرزمینی از گاز خاک منشأ می گیرد که 14 درجه سانتی گراد آن می تواند با دی اکسید کربن اتمسفر متفاوت باشد، به دلیل تجزیه مواد آلی و برهمکنش با مواد زمینه خاک (Plummer et al., 1991). علاوه بر این، چندین واکنش می تواند در طول مسیر جریان آب زیرزمینی رخ دهد که به طور قابل توجهی غلظت 14 درجه سانتیگراد بی کربنات را تغییر می دهد، و این واکنش ها باید هنگام محاسبه سن آب در نظر گرفته شوند (Wigley et al., 1978). پلامر و همکاران (1990) با موفقیت این مشکلات را دور زد تا سن و نرخ جریان دقیق را در آبخوان بزرگ منطقه ای مدیسون در مرکز ایالات متحده آمریکا به دست آورد .
d 18 O کلسیت یک رکورد آب و هوایی بدون وقفه 500000 ساله در یک منطقه گسلی باز در مجاورت یک منطقه اصلی تخلیه آب زیرزمینی در Devils Hole در جنوب مرکزی نوادا، ایالات متحده ایجاد کرده است (Winograd et al., 1992) . تغییرات در d 18 O برای یک هسته کلسیت ورید به طول 36 سانتی‌متر که حدود 30 متر زیر سطح آب جمع‌آوری شده بود، ثبت شد. یک رکورد 500000 ساله دمای دیرینه با اندازه‌گیری‌های طیف‌سنجی جرمی ایزوتوپ‌های سری اورانیوم و تاریخ‌گذاری عدم تعادل با همبستگی بعدی تغییرات فصلی در مقادیر d18 O ایجاد شد ( شکل 22.4 ). مشخص شد که تغییرات d18 O اندازه‌گیری شده روی کلسیت بازتابی از تغییرات فصلی در بارش جوی است که در مناطق تغذیه سیستم آب زیرزمینی Devils Hole می‌افتد. تفسیر بعدی تغییرات فصلی مرتبط با geochronology ایجاد شده توسط تاریخ‌گذاری سری اورانیوم حداقل سن را برای رویدادهای اقلیمی ارائه می‌کند، زیرا این سنین منعکس کننده زمان رسوب کلسیت از محلول هستند و نه زمانی که شارژ مجدد به عنوان بارندگی در فاصله 80 تا 160 کیلومتری کاهش یافته است. سایت مطالعه این مطالعه یک رکورد دیرین اقلیم با قدمت پرتوسنجی را ایجاد کرد که چندین چرخه یخبندان را در بر می گرفت. این رکورد برای تعیین زمان و مدت تغییرات عمده آب و هوا استفاده شد و با رکورد دمای دیرینه از وستوک، قطب جنوب برای دوتریوم هسته یخی (Lorius et al., 1985) و رکورد حجم یخ نیمکره شمالی که از d 18 استنتاج شد، مطابقت دارد. O foraminifera پلانکتونیک (Imbrie et al., 1989).
مطالعه اخیر دیگری، گاهشماری یخبندان منطقه شمالی پارک یلوستون را با استفاده از نسبت‌های ایزوتوپی C، O، Sr و U با تاریخ‌های سنی سری اورانیوم مستند کرد (Sturchio et al., 1992). نسبت های ایزوتوپی در تراورتن برای ایجاد دیاژنز از جمله دمای رسوب و نسبت ایزوتوپی پالئوآترها و املاح آنها تعیین شد. سپس این داده ها برای استنباط در مورد تکامل سیستم هیدروترمال زیرین و اثرات یخبندان مورد استفاده قرار گرفتند. تراورتن بین 15000 تا 50000 سال دارای نسبت U/ 238 U234 نزدیک به مقدار فراوانی پوسته 1.00 بود. رسوبات تراورتن خارج از این پنجره سنی، چه جوان‌تر و چه مسن‌تر، دارای مقادیر U/ 234 U/ 238 U عموماً در محدوده آبهای حرارتی کنونی، از 1.5 تا بیشتر از 3 بودند. استورچیو و همکاران. (1992) به این نتیجه رسیدند که نسبت های کوچکتر منعکس کننده افزایش انحلال سنگ آبخوان کربناته در پاسخ به افزایش فشار هیدرواستاتیک در عمق در طول شرایط یخبندان کامل در طول یخبندان Pinedale 30000 تا 40000 سال قبل از زمان حال است.
22.3.2 یخچال های طبیعی قاره ای
سوابق طولانی مدت رسوب اتمسفر حفظ شده در یخچال ها و صفحات یخی در ثبت تغییرات در شیمی رسوب و آب و هوا مفید است (Lorius et al., 1988; Thompson et al., 1988a). هسته های یخی پیوسته از ورقه های یخی گرینلند و قطب جنوب اطلاعات آب و هوایی مهم و بلندمدتی را ارائه کرده اند (واگنباخ، 1989). در گذشته، هسته‌های یخی از یخچال‌های طبیعی در عرض‌های جغرافیایی معتدل و گرمسیری در بازسازی آب و هوا استفاده نمی‌شد، زیرا اعتقاد بر این بود که آب ذوب ترکیب ایزوتوپی رسوب حفظ شده در لایه‌های یخ سالانه را تغییر می‌دهد (واگنباخ، 1989). آرناسون (1981) پیشنهاد کرد که در شرایط مساعد، یخچال های معتدل ممکن است در ارائه سوابق تغییرات جهانی در طول 2000 سال گذشته مفید باشند. مکان‌های با ارتفاع بالا در یخچال‌ها و کلاهک‌های یخی از مکان‌های غیرقطبی در کنیا، پرو، چین، کانادا، سوئیس و ایالات متحده آمریکا برای اطلاعات اقلیمی دیرینه نمونه‌برداری شده‌اند. تامپسون و هاستنراث (1981) و تامپسون (1981) در دو هسته یخی کم عمق جمع آوری شده از یخچال لوئیس در کنیا، یک صافی مشخص از پروفیل های d 18 O را با عمق یافتند. آنها به این نتیجه رسیدند که این صاف شدن به دلیل نفوذ آب ذوب است.
یک رکورد آب و هوایی 1500 ساله با استفاده از مقادیر d18O، رسانایی خاص و غلظت ریز ذرات در هسته های یخی از کلاهک یخی Quelccaya در پرو بازسازی شد ( Thompson et al., 1984, 1986, 1988a) . تامپسون و همکاران (1988b، 1989) از مقادیر d 18 O در هسته های یخی از کلاهک یخی Dunde در چین برای ارائه رکوردهای آب و هوایی بلند مدت و با وضوح بالا از بخش شمال شرقی ارتفاعات تبت استفاده کرد. یک هسته برفی/یخی 103 متری از کوه لوگان، کانادا یک رکورد اقلیمی 300 ساله ارائه کرده است (هولدزورث و پیک، 1985). هسته‌های یخی جمع‌آوری‌شده از سایت Colle Gnifetti در سوئیس نشان‌دهنده همبستگی خوبی از مقادیر هموار d18O با دمای هوای تابستانی در یک ایستگاه هواشناسی نزدیک است.
وجود احتمالی سوابق تاریخی آب و هوا در هسته‌های یخی یخچال‌های طبیعی در قاره ایالات متحده به تازگی مورد ارزیابی قرار گرفته است (نفتز، 1993؛ نفتز و همکاران، 1993، 1996). در سال 1991، یک هسته یخی 160 متری به سنگ بستر زیر یخچال فریمونت بالا در شمال غربی وایومینگ برای بازسازی اقلیمی دیرینه جمع آوری شد (نفتز و میلر، 1992). پروفیل d 18 O ( شکل 22.5 ) از 760 نمونه با فاصله مساوی در طول هسته تعیین شد. از 101.8 متر تا 150 متر، میانگین مقدار d 18 O به طور ناگهانی به -19.85 ‰ تغییر کرد که 0.95 ‰ سبک تر از میانگین ارزش اصلی 18.90- است. با استفاده از یک رابطه سن به عمق ایجاد شده از داده های 3H و 14 C (نفتز و همکاران، 1996)، این بخش ایزوتوپی سبک تر از هسته با فاصله زمانی تقریبی پایان عصر یخبندان کوچک (LIA) مطابقت دارد. از اواسط دهه 1700 تا اواسط دهه 1800 میلادی (تامپسون، 1992). بنابراین، یک رکورد ایزوتوپی با وضوح پایین و پایدار از آب و هوا در سایت وایومینگ حفظ شده است.
بازرسی دقیق تر از مشخصات ایزوتوپی از هسته اطلاعات paleoclimatic اضافی را ارائه کرده است. فاصله هسته 101.8 تا 150 متر ( شکل 22.5 ) با تعداد زیادی نوسانات با دامنه بالا در مقادیر d 18 O مشخص می شود. بدون لایه‌های گرد و غبار فصلی برای هدایت انتخاب نمونه، نمونه‌های مرکب 20 سانتی‌متری در این بخش از هسته را نمی‌توان به طور مداوم به بارش 100 درصد زمستان یا 100 درصد تابستان نسبت داد. بنابراین، این نوسانات بزرگ ممکن است منعکس کننده افزایش فصلی یا حفظ بهتر سیگنال سالانه در نتیجه دمای خنک تر تابستان در طول LIA باشد. به عنوان مثال، افق های غنی شده ایزوتوپی در این بازه می تواند ناشی از کاهش نرخ ذوب برف تابستانی غنی شده ایزوتوپی باشد که از دمای خنک تر تابستان در طول LIA انتظار می رود. در مقابل، در طول فصل 1990 و 1991، بارش برف تابستانی در این سایت ظرف 4 روز پس از رسوب ذوب شد. کاهش ناگهانی در نوسانات دامنه بزرگ بالای عمق 101.8 متر ( شکل 22.5 ) نشان دهنده پایان ناگهانی LIA در این مکان است. هسته های درختی انتخاب شده جمع آوری شده در فاصله 2 کیلومتری از محل حفاری به طور مداوم یک دوره پایدار از رشد شعاعی کاهش یافته را از حدود سال 1790 پس از میلاد و تا حدود 1840 پس از میلاد نشان دادند (نفتز و همکاران، 1996). این کاهش در رشد شعاعی احتمالاً منعکس کننده دمای خنک تر تابستان است که فصل رشد را در این مکان های مرتفع کاهش می دهد.
به نظر می رسد که واکنش ایزوتوپی به تغییرات آب و هوایی در یخچال فریمونت فوقانی با آن در کلاهک یخی Quelccaya در آند پرو (14 S، 71 W) مرتبط باشد ( شکل 22.5 ). اگرچه وضوح سنی رکورد هسته یخی Upper Fremont Glacier کمتر از سایت آمریکای جنوبی است، به نظر می رسد سه ویژگی متمایز مرتبط با آب و هوا در هر دو مجموعه رکورد حفظ شده است. (1) d 18 O به طور ناگهانی به مقادیر منفی بیشتری در بخش های اصلی که در طول LIA سپرده شده اند تغییر می کند. نسبت به میانگین کل هسته d 18 O، هسته یخی Quelccaya حدود 0.7- تغییر در طول سال 1600 پس از میلاد تا 1800 نشان می دهد (تامپسون، 1992)، در مقایسه با تغییر 0.95- در هسته یخچال فریمونت بالایی که نشان دهنده برف رسوب شده در طول است. انتهای LIA ( شکل 22.5 ). (2) تغییرات مقیاس کوچک در سیگنال d 18 O در طول LIA افزایش می یابد ( شکل 22.5 ). در دو رکورد هسته یخی Quelccaya، میانگین دامنه سالانه d 18 O در طول LIA (1520 تا 1880 میلادی) دو برابر میانگین سالانه مشاهده شده پس از پایان LIA (1880 تا 1980 پس از میلاد) بود (Thompson، 1992). تعداد زیادی نوسانات با دامنه بالا در مقادیر d 18 O در طول LIA در رکورد هسته یخی Upper Fremont Glacier شناسایی شد ( شکل 22.5 ). (3) هر دو هسته یک تغییر ناگهانی از تغییرات ایزوتوپی با دامنه بالا در طول LIA به تغییرات ایزوتوپی با دامنه بسیار پایین‌تر مشخصه یخ پس از LIA نشان می‌دهند. این انتقال به طور ناگهانی (احتمالاً در حدود 2 تا 3 سال) در هر سه هسته رخ می دهد. بنابراین، به نظر می رسد پیوندهای رکورد ایزوتوپی یخچال فریمونت بالایی با رکورد دیرینه اقلیم در هسته های یخی Quelccaya از اولین مستندات LIA در یک رکورد هسته یخی از یک یخچال معتدل در جنوب مرکزی آمریکای شمالی پشتیبانی می کند.
22.5 خلاصه
تغییرات محیطی جهانی – شامل مجموعه متنوعی از مسائل مانند تغییرات آب و هوا، تغییرات در شیمی جو، افزایش نرخ فرسایش، تغییر کاربری زمین و کاهش تنوع زیستی – تأثیرات گسترده و اغلب نامطلوبی بر محیط زیست ما دارد. بسیاری از تغییرات اخیر نتیجه مستقیم فعالیت های انسان زایی است. تجزیه و تحلیل ایزوتوپی به عنوان یک ابزار ارزشمند برای تمایز بین تغییرات طبیعی در الگوهای آب و هوایی بلندمدت و اثرات انسانی عمل می‌کند، که درک بهتری از مکانیسم‌های بازخورد طبیعی و توسعه استراتژی‌های اصلاح واقعی را به همراه دارد. اگر چه این فصل چند نویسنده به هیچ وجه جامع نیست، اما در نظر گرفته شده است تا عطر و طعمی برای چگونگی استفاده از شاخص های ایزوتوپی در تحقیقات تغییرات محیطی در تنظیمات قاره ارائه دهد.
با در نظر گرفتن ضرب المثل «حال، کلید گذشته است»، این فصل با مثال‌هایی از تکنیک‌های ایزوتوپی که برای درک انواع مختلفی از تغییرات محیطی در حال انجام و اخیر به کار گرفته شده‌اند آغاز می‌شود و با مثال‌هایی از تکنیک‌های ایزوتوپی به کار رفته در دیرینه پایان می‌یابد. مطالعات زیست محیطی مطالعات تغییرات محیطی اخیر این مزیت را دارند که سوابق مستقیم شرایط محیطی از نمونه‌هایی با سن محدود (مثلاً آبهای زیرزمینی با تاریخ CFC، سلولز درختی و غیره) به دست می‌آیند، و نتایج ایزوتوپی اغلب می‌تواند توسط اطلاعات تاریخی پشتیبانی شود. به عنوان مثال، سوابق آب و هوا، تاریخچه استفاده از زمین). در حالی که برخی از مطالعات دیرینه زیست محیطی سوابق مستقیمی را به دست می آورند (هسته های یخی یخبندان، آب های زیرزمینی باستانی)، بیشتر بر مواد باستانی مانند کربنات های خاک و دریاچه ها و گیاهان فسیلی تکیه می کنند که یک رکورد غیرمستقیم یا “نمایشی” از ترکیبات ایزوتوپی آب های محلی را حفظ می کنند. d 18 O, d D) و املاح (اغلب d 13 C) در زمان تشکیل. تاریخ گذاری مواد به طور مستقل انجام می شود، اغلب با تکنیک های ایزوتوپی نیز. تحت شرایط مساعد، سری های زمانی طولانی شرایط آب و هوایی یا هیدرولوژیکی را می توان بازسازی کرد، بنابراین چارچوبی را فراهم می کند که در آن تغییرات محیطی اخیر را می توان ارزیابی کرد. با این حال، توسعه مدل‌های اقلیمی جوی امروزی و بازسازی مدل‌های اقلیمی و هیدرولوژیکی باستانی بر اساس سوابق ایزوتوپی پروکسی به‌دلیل اطلاعات محدود در مورد الگوهای ایزوتوپی کنونی در چرخه هیدرولوژیکی مدرن به‌شدت مختل شده است. این کتاب تلاشی برای کمک به بهبود این وضعیت است.