Geoquímica de isótopos de hidrógeno y oxígeno

El hidrógeno y el oxígeno son uno de los elementos más importantes y ampliamente distribuidos en la naturaleza. No sólo son elementos formadores de rocas, sino que también constituyen diversas fases volátiles en la litosfera, la hidrosfera, la atmósfera y la biosfera. un papel extremadamente importante en la diagénesis, mineralización y control del medio natural.

Existen tres isótopos del hidrógeno en la naturaleza: 1H (protio, H), 2H (deuterio, D) y 3H (tritio, T). El protio y el tritio son isótopos estables y el deuterio es un isótopo radiactivo. El oxígeno tiene tres isótopos estables 16O, 17O y 18O, y sus valores de abundancia relativa son 99,762, 0,038 y 0,200 respectivamente.

Generalmente, para expresar la composición isotópica de hidrógeno y oxígeno se utilizan la relación atómica D/H, 18O/16O o los valores de enriquecimiento relativo δD, δ18O:

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El cambio en el valor de δD en la naturaleza es mucho mayor que el de δ18O. El cambio de enriquecimiento relativo del 10‰ es insignificante para el hidrógeno, pero es considerable para los isótopos de oxígeno. El δD de minerales hidratados y minerales hidroxilo se mide a menudo. Los objetos de δ18O incluyen el oxígeno que ingresa a la estructura cristalina (oxígeno de silicatos, óxidos, oxígeno hidroxilo, etc.). Toda posible agua adsorbida y agua entre capas debe eliminarse antes de la medición.

6.3.1.1 Fraccionamiento de isótopos de hidrógeno y oxígeno en la naturaleza

(1) Fraccionamiento por evaporación-condensación. Dado que el hidrógeno tiene dos isótopos estables y el oxígeno tiene tres isótopos estables, el agua puede tener nueve combinaciones moleculares de isótopos diferentes. La presión de vapor de varias moléculas de isótopos es inversamente proporcional a la masa molecular. Por lo tanto, durante el proceso de evaporación del agua, las moléculas de agua ligeras tienen más probabilidades de evaporarse que las moléculas de agua más pesadas y se enriquecen en la fase de vapor. Las moléculas de agua se condensan preferentemente, lo que produce un fraccionamiento físico de los isótopos de hidrógeno y oxígeno entre las fases líquida y vapor. Ahora dejemos que Rv y R1 representen las proporciones de isótopos en la fase de vapor y en la fase líquida respectivamente. Entonces, el coeficiente de fraccionamiento de isótopos de oxígeno α18O es:

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Medición experimental a 25°C:

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Dado que la diferencia de masa entre los isótopos de hidrógeno es mayor que la del oxígeno, el efecto de fraccionamiento del D es 7,72 veces mayor que el del 18O. El océano ecuatorial tiene el efecto de evaporación más fuerte. El efecto de evaporación del agua de mar enriquece la fase de vapor con moléculas de agua ligeras. Durante el proceso de condensación de las nubes, las moléculas pesadas se condensan primero en lluvia. Después de repetidos fraccionamientos de evaporación-condensación de las moléculas de agua, la lluvia y la nieve en zonas del interior y de latitudes altas concentran el agua más ligera, mientras que el agua más pesada aparece en el océano en latitudes bajas, con δD y δ18O variando en paralelo. Craig contó las composiciones de isótopos de hidrógeno y oxígeno de una gran cantidad de muestras de precipitación atmosférica en diferentes latitudes y obtuvo la siguiente relación estadística:

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Figura 6.11 Composición isotópica de la precipitación atmosférica debido a Por efecto de la latitud, el agua en las cuencas de los lagos interiores se desvía de la línea de Craig debido a una evaporación excesiva

Como se muestra en la Figura 6.11, la precipitación atmosférica evoluciona a lo largo de una línea recta. Esta línea recta se llama línea de Craig, también llamada. la línea de precipitación atmosférica, desde SMOW hasta nieve polar Muestra el cambio de menor a mayor a lo largo de la latitud. En la figura también se muestra la composición isotópica del agua de la cuenca interior, que se ve agravada por un excesivo fraccionamiento evaporación-condensación, y del agua superficial que se desvía de la línea de Craig por intercambio isotópico con las rocas, siendo una recta con pendiente 5 y la Craig línea de intersección, el punto de intersección refleja la latitud del lugar. El fraccionamiento físico puro producirá el agua más ligera de la naturaleza, mientras que la reacción del agua con las rocas agravará la composición isotópica. Por lo tanto, la composición isotópica del agua de otros orígenes está en el lado derecho de la línea de Craig.

(2) Fraccionamiento del equilibrio isotópico agua-roca. Cuando la precipitación atmosférica entra en contacto con las rocas, la reacción de intercambio de isótopos O(H) entre el agua y los minerales puede alcanzar el equilibrio. Las reacciones representativas son las siguientes:

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Existe un gran coeficiente de fraccionamiento a 25°C, que enriquece 18O en las rocas y 16O en el agua. Dado que el contenido de hidrógeno en la mayoría de las rocas es muy bajo, la composición de isótopos de hidrógeno no cambia mucho durante la reacción de intercambio de isótopos agua-roca. Sin embargo, los experimentos han demostrado que en minerales que contienen OH-, la reacción agua-roca produce un aumento en el δD del mineral.

(3) Selección de isótopos de oxígeno mediante enlaces químicos en la red mineral.

Las investigaciones muestran que cuando las rocas ígneas y las rocas metamórficas alcanzan el equilibrio isotópico de oxígeno, los isótopos de oxígeno de los minerales en las rocas tienen un orden de fraccionamiento correspondiente (Tabla 6.8), entre los cuales los minerales con enlaces Si-O-Si son los más ricos en 18O, seguidos por los minerales de enlace Si-O-Al, Si-O-Mg, Si-O-Fe, etc., los minerales que contienen (OH) 18O son los más pobres, lo que concuerda con la ley de que las moléculas de agua enriquecen 16O. Taylor et al. señalaron que la composición química, la estructura cristalina, la temperatura de formación, el estado de oxidación, etc. de los minerales afectan la dirección y la intensidad del fraccionamiento de isótopos.

Tabla 6.8 El orden de enriquecimiento del 18O en minerales formadores de rocas

(4) Fraccionamiento biológico. La fotosíntesis de las plantas enriquece 18O en las plantas y el O2 liberado es rico en 16O. La reacción es la siguiente:

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La fórmula anterior muestra que la esencia de la fotosíntesis es la. Eliminación de agua. Mediante la hidrogenación, las plantas descomponen el agua y la combinan con H y CO2 para formar moléculas de compuestos orgánicos (HCOH)n. Los organismos vivos, la materia orgánica, los carbonatos biológicos, etc. tienen valores altos de δ18O.

6.3.1.2 Composición isotópica de diversas aguas naturales

El fraccionamiento de isótopos de hidrógeno y oxígeno en sistemas naturales da como resultado diferentes composiciones isotópicas de agua de diferentes orígenes. Debido al bajo contenido de hidrógeno en las rocas, el δD de la reacción agua-roca no cambia mucho, solo muestra la variación de δ18O. Cuanto menor es la relación masa agua-roca, mayor es el δ18O del agua en sistemas rocosos con bajo contenido de agua. Por ejemplo, la composición isotópica del agua metamórfica y del agua de magma tiene un rango especial de variación (Figura 6.12). Cuando el agua magmática alcanza el equilibrio con los silicatos se funde a altas temperaturas, α→1, y por tanto tiene una composición isotópica similar a la de las rocas magmáticas.

Figura 6.12 Composición de δ18O y δD de agua de diferentes orígenes

Según una gran cantidad de datos estadísticos, la composición isotópica del agua de diferentes orígenes es la siguiente:

(1) Precipitación atmosférica. Este tipo de agua δD=-350‰±100‰, δ18O=-50‰±5‰, se controla principalmente mediante fraccionamiento físico y se distribuye a lo largo de la línea de Craig. La composición de isótopos de hidrógeno y oxígeno del agua de mar media estándar (SMOW) no está en la línea de Craig y representa la fase líquida residual después de la evaporación del agua de mar de baja latitud. El agua de las cuencas de evaporación continentales puede considerarse como la fase líquida residual de una evaporación excesiva, y los valores de δD y δ18O son mayores que los de la precipitación local.

(2) Termas y agua geotermal. Se refiere al agua calentada por precipitación atmosférica a través de circulación profunda. El δD de este tipo de agua está relacionado con la latitud local, pero el valor de δ18O varía mucho, principalmente debido al intercambio de isótopos con las rocas. Por lo tanto, las muestras de aguas termales o geotermales en un área determinada se distribuyen a lo largo de una línea horizontal en el diagrama δ18O-δD. Cuanto mayor es la temperatura del agua, mayor es el sesgo positivo de δ18O.

(3) Agua secuestrada (incluidas salmueras térmicas plutónicas y agua de yacimientos petrolíferos). Es el producto del almacenamiento a largo plazo después de la circulación profunda del agua de mar o la precipitación atmosférica. Se caracteriza por su alta salinidad y su alta salinidad δ18O=-16‰±25‰ y δD=-25‰~-120‰. El punto de proyección de la composición isotópica del agua a menudo se extiende hasta el punto de composición de la precipitación atmosférica local. Figura 6.11 La mayoría de las salmueras almacenadas producidas en rocas sedimentarias tienen δ18O elevado. Los valores más altos aparecen en rocas sedimentarias de origen biogénico. La proporción de rocas es relativamente alta. En niveles bajos, la composición isotópica del agua es cercana a la de las rocas.

(4) Agua deteriorada. La fuente de esta agua es compleja, su ocurrencia es variable y su composición de isótopos varía ampliamente, con δ18O=-16‰±25‰, δD=-20‰~140‰, y muchos de ellos tienen orígenes mixtos. El agua metamórfica de alta temperatura alcanza fácilmente el equilibrio de intercambio de isótopos con las rocas. Por lo tanto, la composición isotópica de los fluidos hidrotermales metamórficos puede indicar el entorno metamórfico, las propiedades de la roca original y la fuente del fluido.

(5) Agua primaria y agua magmática. Se refiere al agua proveniente del equilibrio entre el manto y las rocas ultrabásicas. Debido a que se encuentra en un ambiente de alta temperatura, α→1, la composición isotópica del agua es cercana a la de las rocas, es decir, δ18O= 5‰~9‰, δD=-50‰~-85‰, caracterizado por una estrecho rango de cambios. El agua de magma procedente de fuentes distintas al manto tiene una composición isotópica similar a la del agua primaria, generalmente con un rango de variación ligeramente mayor, y se caracteriza por la alta temperatura y el débil fraccionamiento de las rocas magmáticas.

6.3.1.3 Composición de isótopos de oxígeno en rocas

(1) Roca magmática.

Las composiciones de isótopos de oxígeno varían regularmente entre los minerales producidos en equilibrio en rocas magmáticas. Por ejemplo, el valor δ18O (‰) de los minerales en el granito es: cuarzo (8, 9~10,3) → feldespato alcalino (7,0~9,1) → plagioclasa (6,5~9,3) → hornblenda (5,9~6,9) → mica negra (4,4 ~6.6) → Magnetita (1.0~3.0). Cuando se alcanza el equilibrio isotópico, la diferencia de δ18O entre minerales adyacentes es de aproximadamente 1,5‰~2‰. Si no se sigue el orden anterior o la diferencia se desvía demasiado, significa que el saldo puede destruirse por efectos posteriores. Durante el proceso de diferenciación de la cristalización del magma, dado que el SiO2 es el más enriquecido en 18O, las rocas de magma ácidas tienen valores de δ18O más altos que las rocas de magma básicas. Según una gran cantidad de estadísticas, las rocas máficas derivadas del manto tienen un rango de distribución de valores de δ18O estrecho, que oscila entre el 5 ‰ y el 7 ‰, cercano a las condritas (3,7 ‰ a 6,3 ‰) y las rocas básicas (gabro, basalto). Las rocas neutras (andesita, traquita, etc.) tienen composiciones isotópicas muy similares, y sus valores de δ18O generalmente varían entre 5,5 ‰ y 7,4 ‰, mientras que los valores de δ18O del granito son más altos y tienen un rango de variación mayor. 7‰~13‰. Los siguientes factores afectan la composición de isótopos de oxígeno en las rocas de magma: ① La naturaleza del área de origen del magma; ② El efecto de diferenciación de la cristalización del magma; ③ La temperatura de cristalización del magma; ④ La asimilación y contaminación del magma, la solución acuosa y los alrededores; rocas; ⑤ En la fase sólida del magma Efectos de degradación resultantes del reequilibrio mineral a temperaturas lineales.

(2) Rocas sedimentarias. Debido al complejo origen y entorno de formación de las rocas sedimentarias, así como a la participación de procesos posteriores y procesos biológicos, la gama de cambios en la composición de isótopos de hidrógeno y oxígeno de las rocas sedimentarias es mucho más amplia que la de otros tipos de rocas. La composición de isótopos de hidrógeno y oxígeno en las rocas sedimentarias está controlada por dos reacciones principales: ① el equilibrio isotópico agua-roca, el fraccionamiento de la reacción isotópica agua-roca a baja temperatura es fuerte, como las rocas carbonatadas y las rocas arcillosas, con valores altos de δ18O y δD; ② procesos biológicos Los mayores δ18O y δD en la corteza terrestre se producen en rocas biosedimentarias fraccionadas. En general, las rocas sedimentarias se caracterizan por tener valores elevados de δ18O y δD. Las rocas sedimentarias clásticas están compuestas principalmente de cuarzo, feldespato, fragmentos de roca y algunos minerales accesorios. En general, se cree que el intercambio de isótopos entre los minerales clásticos y el medio circundante (agua de mar o agua dulce) es difícil de lograr en equilibrio, por lo que la composición isotópica de. Las rocas sedimentarias clásticas son heterogéneas y pueden reflejar en gran medida las características del área de origen del sedimento. Para los minerales arcillosos formados por erosión química de rocas, como caolinita, montmorillonita, illita y una cantidad menor de gibbsita y óxido de aluminio y titanio, sus composiciones de isótopos de hidrógeno y oxígeno dependen principalmente del proceso de formación de los minerales arcillosos. agua en contacto, el coeficiente de fraccionamiento isotópico entre el agua y diversos productos de la intemperie y la temperatura ambiente. Dado que la cantidad de precipitación atmosférica involucrada en la meteorización es mucho mayor que la de la roca madre, la composición isotópica de la roca madre tiene poco efecto sobre la composición isotópica de los productos de la meteorización. El δ18O de los minerales arcillosos generalmente varía entre 13,7‰ y 28,5‰, y el δD varía entre -35‰ y 125‰. Las rocas carbonatadas sedimentarias químicas son generalmente las más ricas en 18O. Por ejemplo, el δ18O de las rocas carbonatadas marinas modernas es 28‰~30‰, lo que está estrechamente relacionado con la biogénesis. En la historia geológica, el valor δ81O de los carbonatos marinos tiende a disminuir gradualmente con la edad de formación. Las rocas carbonatadas de agua dulce tienen valores de δ18O más bajos que las rocas carbonatadas marinas contemporáneas, lo que está relacionado con el hecho de que el agua dulce tiene valores de δ18O más bajos que el agua de mar.

(3) Rocas metamórficas. Durante el proceso de metamorfismo, la composición isotópica de hidrógeno y oxígeno de los minerales cambia significativamente debido a su equilibrio interno o su intercambio de equilibrio con varios reservorios. Este cambio no solo está relacionado con el grado de metamorfismo, sino también con la composición isotópica del metamórfico. roca original, metamorfismo El proceso está relacionado con el grado de equilibrio isotópico de los minerales generados, la composición de las soluciones de los poros y el grado de intercambio de isótopos con las rocas metamorfoseadas.

6.3.1.4 Termometría isotópica de oxígeno

Se ha señalado anteriormente que el coeficiente de fraccionamiento isotópico α entre fases minerales producido por el equilibrio es función de la temperatura T, y su relación general es : :

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En la fórmula: α es el coeficiente de fraccionamiento; T es la temperatura absoluta; A y B son constantes, determinadas mediante experimentos. La fórmula anterior es la fórmula básica del geotermómetro isotópico.

Se puede observar en la ecuación (6.65) que el logaritmo neperiano del coeficiente de fraccionamiento α entre fases minerales primarias tiene una relación lineal con el recíproco del cuadrado de la temperatura absoluta (1/2T). El rango de temperatura aplicable para la mayoría de las reacciones de intercambio de isótopos es de 100 a 1200 °C. Dado que la composición isotópica de la muestra se da en forma de enriquecimiento relativo δ, α debe cambiarse a δ. Por esta razón, la diferencia del valor de χ entre las dos fases de equilibrio se expresa como:

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Sustituya el valor δ medido de los minerales genéticos *** en la ecuación (6.66) y resuelva para T basándose en los parámetros experimentales A y B.

La premisa para aplicar la ecuación (6.66) para calcular la temperatura geológica es: ① Las dos fases minerales naturales han alcanzado el equilibrio de intercambio isotópico y no han sido modificadas por efectos posteriores ② El coeficiente de fraccionamiento entre los pares minerales es; grande, para garantizar que la temperatura a medir tenga cierta precisión; ③ Los parámetros A y B se han medido con precisión mediante experimentos y la temperatura a medir está dentro del rango de aplicación efectiva de los parámetros experimentales.

Los métodos de medición de la temperatura de los isótopos de oxígeno se pueden dividir en dos categorías: método de medición de la temperatura externa y método de medición de la temperatura interna.

El método de termometría externa determina directamente la temperatura de equilibrio entre las fases mineral y fluida basándose en el coeficiente de fraccionamiento isotópico α en el sistema agua mineral, el agua mineral y los parámetros de la ecuación del termómetro. El método específico consiste en medir el valor δ18O del agua en minerales e inclusiones minerales que los equilibran. Para rocas sedimentarias modernas o jóvenes, se puede utilizar el valor δ18O del agua de mar. Cabe señalar que cuando se aplica termometría de isótopos de oxígeno para medir el agua de inclusión, se deben seleccionar inclusiones minerales que no contienen oxígeno, porque el agua de inclusión encerrada en minerales que contienen oxígeno interactuará con el agua de inclusión durante el proceso de enfriamiento después de la diagénesis y Mineralización. El nuevo intercambio isotópico del agua mineral ya no puede representar la composición isotópica durante la formación de rocas y la mineralización.

El método de termometría interna significa que cuando se forma roca magmática o roca metamórfica, dos minerales primarios y una fase fluida común alcanzan el equilibrio, y hay una diferencia de equilibrio entre el δ18O de los dos minerales, el equilibrio. Las temperaturas de los dos minerales se pueden calcular a partir de las ecuaciones α mineral-mineral y del termómetro.

El experimento ha acumulado un lote de datos de parámetros de isótopos de oxígeno de agua mineral y minerales (Tabla 6.9, 6.10). Estos datos se pueden utilizar para calcular fácilmente la temperatura geológica.

Tabla 6.9 Coeficientes de fraccionamiento de isótopos de agua mineral en diferentes rangos de temperatura

Nota: β es el número de moles de anortita en feldespato.

Tabla 6.10 Parámetros de termometría de isótopos de oxígeno mineral-mineral en condiciones de equilibrio superiores a 500 °C

Nota: β es el número de moles de anortita en feldespato.

(Según Bttonga et al., 1973, 1975)

6.3.1.5 Aplicación de trazadores de isótopos de hidrógeno y oxígeno

(1) Determinar la fuente y origen de los líquidos formadores de minerales Origen de los depósitos minerales. El agua es el componente básico de los fluidos formadores de minerales, y estudiar la fuente de agua en la solución formadora de minerales es la clave para revelar el origen de los depósitos minerales. La solución de mineralización que forma el depósito mineral puede provenir de salmuera termal, agua singenética, precipitación atmosférica, agua metamórfica, agua magmática, etc. La composición isotópica de hidrógeno y oxígeno del agua en la solución de mineralización es un trazador importante para estudiar aguas de diferentes orígenes. La composición isotópica de hidrógeno y oxígeno del agua en solución se puede obtener mediante dos métodos: ① Determinación de inclusiones minerales gas-líquido; ② Determinación de la composición isotópica en minerales y cálculo de la composición isotópica del agua en equilibrio con el mineral a través del mineral. -temperatura de formación y fórmula (6.66). Tomando como ejemplo el origen del depósito de plomo y zinc del valle del Mississippi, la investigación sobre los isótopos de hidrógeno y oxígeno del depósito muestra que el valor δD del agua en la inclusión líquida es -5‰~-35‰, según la composición de isótopos de oxígeno. de los minerales hidrotermales calcita, dolomita y cuarzo. Según el cálculo de la temperatura de formación del depósito de mineral, el valor de δ18O del agua de la solución formadora del mineral en equilibrio con los minerales anteriores es de -3‰~4,7‰. Esto es similar a la composición de isótopos de hidrógeno y oxígeno de la salmuera del campo petrolero cerca del depósito, por lo que se cree que la solución formadora de mineral proviene principalmente de la salmuera del campo petrolero. Bajo ciertas condiciones geológicas, la salmuera calentada del campo petrolero (agua contemporánea) puede ser extraída del enorme espesor de los sedimentos, y luego los materiales formadores de minerales en las rocas subyacentes se lixiviarán durante el ciclo de convección y evolucionarán gradualmente hasta convertirse en mineral. -las soluciones que forman forman minerales en condiciones físico-químicas favorables. Las soluciones formadoras de minerales a menudo pueden tener características de fuentes múltiples, que pueden identificarse a partir de la composición de isótopos de hidrógeno y oxígeno del agua en la solución formadora de minerales.

Las características de evolución de la solución formadora de mineral pueden revelarse estudiando las composiciones de isótopos de hidrógeno y oxígeno en diferentes etapas de mineralización.

(2) Determinar el origen de la roca. La investigación de isótopos de oxígeno puede determinar eficazmente la fuente material de las rocas ígneas y clasificar los tipos petrogenéticos. Por ejemplo, el granito tipo S formado a partir de la fusión parcial de material clástico de la corteza continental generalmente tiene un valor de δ18O mayor que 10, mientras que el granito tipo I formado a partir de la fusión parcial de material ígneo de la corteza continental generalmente tiene un valor de δ18O menor que 10 y se forma por la diferenciación del magma de fuente del manto el granito tipo M tiene un valor bajo de δ18O. Para otro ejemplo, en la eclogita que contiene coesita (profundidad de formación gt; 80 km) formada durante el metamorfismo de presión ultraalta en el área de Dabie, la composición de isótopos de oxígeno del granate y la onfacita tiene una amplia gama de cambios (δ18O cambia entre -10,4‰~ 7,4‰), el rango de variación de isótopos de hidrógeno de la moscovita de polisílice es menor (δD es -104‰~-73‰). La relación covariante entre las composiciones de isótopos de oxígeno de varios minerales en la eclogita muestra que se ha alcanzado el equilibrio de isótopos de oxígeno y que la temperatura de equilibrio es de 550 a 750 °C. Los valores inusualmente bajos de δ18O (valores negativos) en la eclogita sólo se pueden lograr cuando los isótopos de la roca y las antiguas precipitaciones atmosféricas se intercambian por completo. Esto muestra que la roca original de la roca metamórfica de ultra alta presión es una roca volcánica cercana a la superficie y ha interactuado fuertemente con la precipitación atmosférica, revelando así que la composición de isótopos de oxígeno de la roca original de la eclogita después de la subducción en el manto no se ve afectada. por la composición de isótopos de oxígeno del manto superior ((aproximadamente 5,7 ‰), lo que indica que la eclogita formada por metamorfismo de presión ultraalta dura sólo un corto tiempo en el manto (Zheng Yongfei et al., 1998).

(3) Trazador paleoclimático. La temperatura y la humedad son parámetros básicos que caracterizan el cambio climático, y los tipos de cambio climático se pueden dividir según sus diferentes combinaciones. Los tipos de clima modernos se pueden obtener basándose en datos de observación meteorológica, mientras que la determinación de los tipos de clima antiguos se basa en diversos registros geológicos y geoquímicos, como sedimentos marinos, núcleos de hielo, paleosuelos de loess, sedimentos de lagos, sedimentos de cuevas, etc. Conservan rica información sobre el paleoclima y los cambios paleoambientales. Entre ellos, la variación en la composición de los isótopos de hidrógeno y oxígeno (isótopos de carbono) es un indicador importante del paleoclima y el paleoambiente. El núcleo de hielo es uno de los mejores "registros" para preservar información sobre la evolución del paleoclima y el paleoambiente. No sólo registra una escala temporal larga, sino que también tiene muchos parámetros que se pueden extraer y en alta resolución. Tomemos como ejemplo el estudio de las composiciones de isótopos de hidrógeno y oxígeno en núcleos de hielo: δ18O en la precipitación atmosférica se caracteriza por ser alta en verano y baja en invierno. Es decir, la composición de δ18O en la precipitación se correlaciona positivamente con la temperatura, formando un cambio rítmico. en δ18O en la capa de hielo y nieve. Debido a cambios estacionales tan obvios en los isótopos de oxígeno, siempre que se establezca la relación entre los valores de δ18O y δD en una región y la temperatura, los cambios en los valores de δ18O y δD en el núcleo de hielo de esta región con la profundidad pueden ser interpretado como cambios climáticos en la superficie del hielo con cambios de profundidad en el tiempo, estableciendo así la serie temporal de Bing Xin. C. Lorius et al (1984, 1989) analizaron el valor de δ18O del núcleo de hielo en la región antártica y demostraron que por cada disminución de 1°C en la temperatura, el valor de δ18O disminuía en 0,75‰. Del estudio de los valores de δ18O en tres muestras de núcleos de hielo antártico (Vostok, Byrd y Domec): ① Los valores de δ18O de estas tres muestras de núcleos de hielo han cambiado de manera muy similar desde el Último Máximo Glacial (LGM); relación de temperatura promedio en la etapa LGM La temperatura promedio anual en el Holoceno fue de 8 a 9 °C más baja; ③ El núcleo de hielo también registró eventos climáticos repentinos. Durante el período LGM, la temperatura puede haber cambiado 7 °C en 50 años.