1.冰川的同位素組成
冰川分為兩類:極地冰川和溫帶冰川。極地冰川分布在地球的兩極，整個冰體的溫度保持在熔點以下，而溫和冰川則分布在兩極之外。
極地冰川和溫帶冰川壹般都是由地表雪、顆粒雪(稠密的常年積雪)和冰組成。當表面的雪越來越厚時，在重力的作用下，深層雪的結構會變得更加緊密，雪的壓力也會增大。經過很長壹段時間後，這些雪顆粒會變成透明的冰。由於兩者成因聯系密切，同壹冰川中顆粒雪和冰的同位素組成主要受地表降雪和地表雪的保存狀態及後期擾動程度控制。
根據地表積雪是否融化和水分滲入雪層的程度，可分為三個主要帶:在地表積雪保存過程中，積雪沒有融化，沒有水分滲入，稱為幹雪帶；雪面部分融化，溶解的水滲入雪層壹定距離後再次凍結的地帶稱為滲透帶；溶解水滲入全年雪層，也就是前壹年冬天的雪，第二年夏天甚至整個秋天溫度上升到0℃。這些區域被稱為浸泡區。幹雪帶主要出現在極地冰川，而浸潤帶和浸泡帶主要存在於溫帶冰川。
(1)極地冰川的同位素變化
極地冰川位於兩極或兩極附近，冰儲存在溫度低於熔點的環境中。儲存的冰很少受到融化或再凍結的影響，連續雪層的同位素含量往往能保存在冰川的顆粒冰雪中，這往往反映了積雪形成的環境特征。
圖15-17冰芯剖面圖(根據Dansgaard等人，1971)
代表性冰芯數據見圖15-17。它取自北極格陵蘭島附近的CampCentury，其同位素剖面顯示出壹些規律性的變化。δ值隨冰芯深度呈正弦波狀周期性變化。從冰表面向下到115m，周期振動波的波長(λ)接近0.35。隨著深度的增加，波長逐漸變短，在幾公裏處逐漸消失(即周期性變化消失)，而δ值發生變化。此時，大的振動波趨於平滑。同位素組成的研究證明，最高的δ值代表夏季雪的同位素組成，最低的δ值(振幅底部)代表冬季雪的同位素組成。夏季和冬季δ值的最大差值約為20，表明冰川存在同位素季節效應。相似年份δ值的差異壹般反映了每年下雪時氣候條件的差異。而同壹年(壹個振動波周期)δ值的波動更為復雜，因為降雪時不同的環境條件會引起δ值的波動。如果雪的δ值在夏季和冬季變化不大(即環境條件無差異)，或者在積雪期後同位素效應增強，δ值就會失去規律性，甚至消失。這種情況在溫帶冰川更明顯。南極Byrd冰芯總體趨勢相似，但δ值的變化範圍和周期有時出現混亂。沒有規律性，就很難解釋季節變化。
Epstein和Sharp(1959)首先指出，在極地冰川的幹雪帶中，偶爾會在壹個非常小的滲透帶中看到雪溶水的滲透，δ的大部分季節變化可以保留在顆粒雪和冰川冰中。在滲透帶，尤其是浸泡帶，δ的季節變化幅度會明顯減弱。
Dansgaard等人(1973)發表了格陵蘭島、染料島、克裏特島和CampCentury三個觀測站和南極壹個觀測站的數據。格陵蘭島三個站的數據表明，δ的季節變化在整個降雪過程中保持不變，並持續數千年。然而，南極Byrd值的季節變化在3年後消失。
由於極地冰川的特殊環境，大部分積雪保存在幹雪區。所以有兩種特殊情況:壹種是雪的漂移，使得雪中δ的季節變化無法識別；二是雪沒有飄過，這種雪會不斷積累形成雪，其δ值的季節信息會長期保存。
在極地冰川中，顆粒雪過程中δ值的季節變化範圍變化較大，隨著時間的推移，顆粒雪積累加深，同位素變得均壹化。因為極地冰川的顆粒雪之間幾乎沒有溶解雪水，也幾乎沒有亞層溶解水的再凍結，所以溶解水和顆粒雪之間沒有同位素交換。因此，極地冰川δ值的變化只能通過氣相或固體冰中的分子擴散來實現。這些後來的同位素效應非常緩慢，以至於以顆粒雪形式堆積的物質中儲存的季節性δ值沒有受到顯著影響。
Johnson(1977)等人對極地冰川幹雪區的顆粒雪進行了詳細的研究。他認為，極地雪可能產生兩種同位素均壹化效應:壹是冰川上方空氣界面的氣壓變化導致顆粒雪蒸氣垂直向上移動；另壹個是氣相在雪層中的擴散。這些影響會引起顆粒雪的垂直交換。前者在雪的上部極其活躍，後者主要存在於顆粒雪的臨界深度。在那裏，雪粒子會變得非常密集，在臨界深度以下通過氣相的同位素交換速率非常緩慢，但這種交換壹直持續到孔隙完全閉合，然後只存在固體冰中分子的緩慢擴散。在這種深度的冰中，δ值可以穩定保存數千年。格陵蘭冰蓋的累積量為24g·cm-2·a-1，在臨界深度的顆粒雪作用過程中，δ值的季節變化往往保持不變。在南極，由於當地的風暴導致積雪飄移，那裏積雪的堆積速度至少要達到34g·cm-2·a-1，所以可以保留隨季節變化的信息，但實際上往往不那麽理想。例如，在溫暖的季節，地表的壹點點融化可能會在顆粒雪中形成壹層冰層，從而關閉了較低顆粒雪中水汽向上的通道，從而阻礙了空氣垂直運動引起的物質交換。Johnson等人(1972)在分析CampCentury深度776m冰芯δ值的季節變化時也提到了上述情況。
在極地冰川的固體冰中，分子擴散是影響冰δ變化的唯壹因素，垂直擴散可以用以下方程描述:
同位素地球化學
其中:d為擴散系數；x是冰的深度(厚度)。如果用波長為λ的正弦波來表示平均δ值季節變化的周期，則最大振幅Q的變化會由於擴散而隨時間呈指數下降，就像阻尼振動壹樣。對於時間常數為t的擴散方程，它是
同位素地球化學
用d = 2.6×10-12c m2 s-1(at-24℃)，根據坎普世紀冰芯最上部δ值的季節變化周期λ=38cm，假設全年冰層不減薄，則t約為45萬年。可以看出固體冰中的分子擴散是非常緩慢的。
當冰層隨深度和壓力的增加而變薄時，擴散會對波動平緩的δ值季節變化產生較大影響，甚至使很深地方的δ值信號完全消失。比如世紀營冰芯100m深處的年層，厚度縮減到5cm左右，溫度-20℃，t為5000年。Johnson等人(1972)的實驗也表明，Camp Century冰中心δ值的季節變化與1100 m左右深度的實驗結果基本壹致..這個深度的年冰層從38厘米減少到4厘米。
對於Camp Century Ice Center，Johnson發現減少顆粒雪的季節厚度分別需要5000年、8000年和10%、50%和90%，這與實驗數據相當壹致。
Johnson(1977)還計算了分子擴散、冰層隨深度變薄以及對溫度的依賴性，得出了結果。在大多數情況下，這個結果可以用來計算極地冰中同位素δ值的減少。
綜上所述，隨著時間的增加，極地冰川雪的δ值變化很大。這些變化可以是長期的，也可以是季節性的，甚至可以是短期的。由於雪的漂移或融化，雪的頂層可以改變δ，其年同位素分布特征會受到強烈擾動。在顆粒雪中，δ值的波動幅度會強烈減小。這是由層間蒸汽的質量交換造成的。壹年中δ值的變化往往很快消失。在壹定條件下，盡管δ的季節變化強烈減弱，但顆粒雪中保留的δ信息仍然可以追溯到冰芯中的數千年。積雪δ值的季節變化強度與積雪速度呈負相關。分子擴散是冰川同位素交換的唯壹途徑，極其緩慢，使得冰層中的δ信息可以持續很長時間。
(2)溫帶冰川的同位素變化
溫和的冰川分布在兩極之外，它們的溫度壹直保持在壓力熔點之內。儲存雪經常受到融化和水分滲透的影響，特別是在冬末和融化季節剛結束時，其δ會受到非常強烈的幹擾。
在壹些地區，如北美和歐洲的阿爾卑斯山，冰川顆粒雪富含重同位素，這可能與夏季降水的滲透和顆粒雪裂縫中捕獲夏季降水有關(Sharp et al .，1960)。冰島的冰川是不同的。由於溫和的海洋性氣候，冬季積雪和夏季降水的同位素組成幾乎沒有差異，其同位素富集只能歸因於固液相之間的同位素交換。表15-6列出了冰和水之間的3個同位素平衡分餾系數值。從表中可以看出，在固液體系中，同位素交換時，固相比液相更富含重同位素。
表15-6 D和18O冰和水的同位素平衡分餾系數
圖15-18冰島Vatnaj？kall冰川淺鉆孔δD與深度變化關系圖(根據Dnsgaaard等人，1974)
圖15-18顯示了冰島的Vatnaj。卡爾冰川三個淺孔的δD與深度的相關性。樣品是在春天積雪開始融化之前收集的。該剖面是最典型的溫和冰川。那裏δ的季節變化很小，夏季降水的平均同位素組成與冬季降雪相似。V-1、V-10和V-18剖面分別位於1300、1400和2000米處，它們的同位素均勻性很大程度上取決於徑流比，即取決於積雪中的滲透水量。
根據冰島氣象局的數據，V-1處的年平均降水量估計為300g·cm-2 a-1。顆粒雪的密度測量表明，大約50%的降水在夏季以徑流的形式流失。在V-18點，溶解水量很小，不影響儲存雪的原始δ值。
在近冬雪的表層，V-1、V-10、V-18的δ值與降雪相同。但在夏季前的雪中，V-1廓線受到影響，保存下來的顆粒雪明顯富含重同位素，甚至比夏季降水更富含氘。造成這種現象的原因是雪水系統中儲存的雪發生了重結晶和同位素交換。與水處於同位素平衡的冰比D約富20‰，比18O約富3.0‰。
在積雪期間，地表的蒸發和凝結也會改變地表積雪的同位素組成。Moser和Sti-Chler(1970，1974)觀測到地表雪的蒸發即使在0℃也會富含D和18O。因為富集只發生在表層，不會改變儲存雪的整體同位素含量。在不同的夏季雪層中，同位素均壹化程度不同，前壹個夏季的均壹化程度比下壹個夏季的均壹化程度深。這種情況在V-1處尤為明顯。
在V-18中，溶解水很少，對儲存雪中的氘變化沒有明顯影響，δ值變化明顯儲存在20m左右深度的顆粒雪中。這個深度相當於6年的積雪。
圖15-19融雪量與δD的實驗曲線(根據Moser等，1980)
為了定量研究溫帶冰川雪顆粒的同位素交換，Arnason等人(1969)進行了模擬實驗。利用又粗又長的雪柱，溶解的水從波的頂部慢慢融化，然後逐漸穿過雪柱，最後從雪柱底部排出，測量排出水的氘含量。觀察到雪晶與水之間存在同位素交換，並導出壹個定量描述這種交換的線性方程，即δ d = ax+b .其中:δ d為雪的瞬時值；x是雪溶解在總雪中的比例；b是雪不融化時的原始δD值；a是δδdδx的變化率，實驗和模擬的結果非常壹致(圖15-19)。圖中顯示，在雪柱融化初期，水並沒有完全穿透雪柱，而是從玻璃柱內壁流下，導致融雪量的測量出現誤差。在自然條件下，用融雪儀測量了瑞士Fluhioch的積雪和降水，並將獲得的同位素數據與實驗結果進行了比較，證實了實驗是成功的。
在溫帶冰川中，固體冰的分子擴散在同位素均壹化中不起重要作用。溫帶冰川的年堆積往往比極地冰川強得多，每年都會堆積相當厚的冰層。但是溫帶冰川底部的冰比極地冰川底部的冰要年輕得多。可能還有其他影響δ值變化的效應。
在瓦特納？在kall冰川壹個450米深的鉆孔中，從地表以下20米到底部的冰都在壓力溶解點之內，深部也可能含有水。當近地表的冰下沈到500米深度時，會因為壓力的增加，熔點的降低而產生壹些水，有各種應力，特別是在滑動面上，也會產生壹定的水位。這些水可以穿過整個冰體，導致壹些物質遷移，改變δ值。
是的，冰島瓦特納？對卡爾冰川415m深冰芯的晶體大小和氯化物含量進行了研究。結果表明，整個冰體經歷了持續的滲透和同位素交換(類似於滲透帶和浸泡帶頂部的雪中)。隨著深度的增加，冰晶逐漸長大，因此重結晶貫穿整個冰芯。
冰芯中氯化物的測量表明，當氯化物變化逐漸平緩時，冰晶中的氯化物含量從地表的1.0μg/g逐漸降低到415m深度的0.1μg/g。據估計，氯化物可能溶解在冰晶之間的冰層中，並伴有水從冰中逸出。已經發現，這種效應可能影響殘余顆粒雪對δ值信息的保存。
根據溫帶冰川同位素組成的變化特征，不適合研究與大氣降水有關的各種環境參數，即使在幹擾很小的滲透帶，也要特別小心。在顆粒雪時期，當小雪變成粗雪，最後變成透明的冰，這個過程會發生重結晶，這對於理解溫和冰川的形成、發展和特征非常重要。
2.冰川同位素與古環境研究。
(1)冰雪堆積速度
在顆粒冰雪中，保存δ值季節變化信息的區域。冰雪的δ廓線可以用來確定堆積速度。測定方法很簡單。只要從表層往下數夏季δ值的個數，測出每層顆粒雪的密度，就可以計算出年積累量。
但是這種方法有很大的局限性。在受雪堆擾動的地區，以及在δ值的季節變化被均質化淹沒或溶解水的滲漏占主導地位的溫帶冰川中，它是有限的。即使是滿足堆積速度條件的冰川帶，也僅限於上部。在深部，各種自然力，尤其是垂直壓力，對年層厚度產生了不同程度的影響。影響程度取決於冰川溫度的變化歷史、顆粒雪的原始厚度和冰層的坡度，所以情況相當復雜。
盡管如此，在格陵蘭島的許多地區和南極洲的壹些沿海地區，特別是在冰川的上部，利用同位素確定堆積速度仍然可以得到令人滿意和可信的結果。
(2)冰心約會
斷代壹直是古環境研究中的壹個重要課題。沒有時間尺度的環境數據，就完全失去了意義和價值。
冰芯δ18O測年的依據是:夏季降水δ18O值高，冬季降水δ18O值低，冬夏往復循環，形成冰芯δ18O的循環特征。冰芯測年是以計算夏季最大δ值為基礎的，但只有當夏季δ值與冬季δ值存在明顯差異時才有效。對於冰心的δ18O值，差值不小於2，對於D，差值不小於20，滿足年齡分辨。因此，冰芯測年尤其適用於高極地冰川，因為高極地冰川δ值的季節變化可以保存數千年。從氣象學和氣候學的角度來看，這種方法依賴於海洋大氣中水的輸送和凝結，因此特別適用於季節溫度變化較大的地區。南極冰蓋緯度高，季節溫差大，是δ18O測年的理想地區。雖然δ18O的季節信息定年非常有效，但這種方法的應用有壹些前提條件:壹是δ18O定年適用於冰雪堆積量高的地區；其次，δ18O測年只適用於風小、雪堆不受擾動的覆冰區，δ18O季節信號可以保存下來。
根據Dansgaare，Johnson(1969，1972，1973)和Hammer等人(1978)的研究，冰心的年齡(t)可以用下面的公式計算。
同位素地球化學
其中:τ代表壹年；h是冰層的總厚度；y是每年冰層與底部的垂直距離；λ為平均年厚度，可由冰芯δ18O的年變化周期得到。
冰芯年齡的確定也可以通過從表往下數每個夏季δ的最大峰值來獲得。利用該方法，對格陵蘭冰川的兩個冰芯進行了測量:Dyez，深度為3401m的冰芯形成於公元1233 ~ 1971ad；Grete，深404m的冰芯，形成於公元1177 ~ 1973年。這些年齡的誤差在千分之幾以內。
如前所述，這種方法只適用於極地冰川，不適用於溫帶冰川。Deutsch(1966)等人試圖通過這種方法確定高山冰川的年代，但失敗了，盡管他們發現那裏冬季和夏季的降雨δ值有很大差異。但也有例外。例如，Koerner等人(1973)對加拿大北極地區的Meighen冰帽進行了年代測定，並確定它形成於威斯康星州晚期，因為那裏的18O含量很高。
(3)冰芯同位素與古氣候
溫度是制約降水同位素組成的主要因素，通過同位素的季節變化反映出來。換句話說，冰芯剖面中存儲的同位素δ值的變化信息在壹定程度上可以反映過去不同時期的氣候和環境的變化。
上述問題最早由Dansgaard(1954)提出，並進行了廣泛的研究，得到了有價值的啟示。
最具代表性的數據是格陵蘭島Camp Century深度為1390m的冰芯剖面(圖15-20)。在剖面上，時間尺度以千年為單位，剖面上δ值的變化模式詳細反映了寒冷期和溫和期的氣候條件。低δ值在寒冷期，高δ值在溫和期。冰芯剖面的δ值呈“[”分布，對應於威斯康星州的冰期。由於威斯康星州整個冰期都處於寒冷氣候，所以其δ值普遍較低。但剖面中的低δ值並不完全是氣候因素造成的，可能存在低溫導致的冰層厚度增加、降水的高度效應和氣溫變化趨勢變低等疊加效應。圖中虛線是考慮到上述情況的粗略修正。
由於下部較深冰層的年齡跨度較大，部分剖面年δ季節變化的相對幅度變小，殘余信號部分消失，無法用冰中δ值進行斷代。格陵蘭島最深的冰芯可能記錄了超過1Ma的氣候。如果能夠解決深冰芯的精確定年，則可以將海底鉆探冰芯獲得的18O剖面數據補充到埃米爾利亞尼冰川時代。
另壹個深冰芯是在南極冰鉆探中獲得的。冰芯總長度為2000米，整個冰芯中已經測得18O的含量。但由於積累速度較慢，δ值缺乏季節變化，因此難以定年，也沒有建立合適的模型。但是氣候變化的大趨勢表明，南北半球幾乎是壹樣的。
這些研究的意義在於，可以追溯地球歷史上的氣候變化，並利用這些信息預測未來。Johnson等人(1970)利用78年和180年冰芯剖面的δ值波動預測了未來39 ~ 50年的氣候。如果不考慮人類活動(如汙染)的影響，2010 ~ 2020年後氣溫會立即升高，下壹個10 ~ 2020年。
冰島瓦特納？Kall冰川屬於溫帶冰川類型，從最高點獲得415m長的冰芯。通過對它的研究，可以提供短期的氣候變化信息。冰芯上部詳細的氘測量結果表明，積雪的δ值只受到溶解水滲透的輕微影響。在20m深度，與1963壹致，δ值的年變化幾乎平緩，平均δ值無明顯變化。將1960年之前記錄的δ值信息與冰島的氣象資料進行對比，可以看出，在1920年和1948 ~ 1952年之前的壹些年份，平均氣溫相對較低時δ值也較低。雖然它的時間跨度很短，但它可能提供了北大西洋氣候的記錄。
由於溫帶冰川缺乏明顯的季節變化，δ值不能用於同位素定年。但冰島冰川的情況比較特殊，因為415m冰芯中有50多米的火山碎屑巖，火山噴發的時間是已知的，所以可能有助於測年，提供短期氣候信息。
(4)冰川同位素和冰流模型
冰是壹種塑性物質，在重力和其他力的作用下會向山下流動。Reid(1896)首先提出了正常冰川流動模型。按照設想的模型，堆積區沈積的積雪向下下沈，順坡流下。流動的結果是消融區域的冰流終端會變成冰層最低面的水(圖15-21)。
圖15-20坎普世紀冰中心δ值反映的古氣候變化(根據Dnsgaaard等，1974)。
圖15-21冰流型示意圖(根據Reid，1896)
在正常顆粒雪線上的冰川縱剖面上，δ值的變化也應遵循上述假定規律，即冰川最高點沈積的雪由於同位素高度效應，δ值最低，所以當其下沈流動，到達消融區冰流末端時，冰的δ值最低。另壹方面，殘留雪比原始堆積雪更富含重同位素，其均質化和富集程度取決於融水在貯雪層中的滲透。在較低的堆積區，雪融化並帶走更多的水，那裏的顆粒雪將比高處的顆粒雪富含重同位素。因此，堆積區的均勻化過程傾向於增加δ梯度。在雪線以下，δ值廓線的變化正好相反，因為冰的流動，較低的δ值應該接近終點。在橫截面上，δ值從峰頂到邊緣逐漸增大，而鉆穿冰層時δ值應該隨著深度的增加而減小。這樣，利用同位素δ值剖面法建立相應的冰流模型就成為可能。
Dansgaand(1961)用同位素方法追溯了西格陵蘭島11號冰山的形成地點。根據18O的含量變化，他發現冰山來自內陸地區60 ~ 460 km高度的冰蓋。
此外，氣候的變化可能會改變某壹地區堆積區的同位素組成，有時很難表現出同位素冰流模型的特征，在應用中應引起註意。