Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Гляциологические условия и характер снежного покрова 7
1.1. Снежный покров и ледники Приэльбрусья 7
1.1.1. Общая физико-географическая характеристика района исследований 7
1.1.2. Ледник Гарабаши 10
1.1.3. Ледник Большой Азау 16
1.2. Снежный покров и ледники Полярного Урала 21
1.2.1. Общая физико-географическая характеристика района исследований 21
1.2.2. Снежный покров и снежники Полярного Урала 23
1.2.3. Ледники Полярного Урала 24
1.3. Снежный покров и ледники Хибин 30
1.3.1. Общая физико-географическая характеристика района исследований 30
1.3.2. Снежный покров, снежники и ледники Хибин 31
Выводы 35
Глава 2. Растворимые примеси в снежном покрове и ледниковом льду 36
2.1. Содержание растворимых макроэлементов в снежном покрове и ледниковом льду 36
2.1.1. Макроэлементы в снежном покрове и ледниковом льду Приэльбрусья... 36
2.1.2. Макроэлементы в снежном покрове и ледниковом льду Полярного Урала... 38
2.1.3. Макроэлементы в снежном покрове Хибин 41
2.2. Содержание растворимых микроэлементов в снежном покрове и ледниковом льду 42
2.2.1. Микроэлементы в снежном покрове и ледниковом льду Приэльбрусья... 42
2.2.2. Микроэлементы в снежном покрове и ледниковом льду Полярного Урала... 50
2.2.3. Микроэлементы в снежном покрове Хибин 56
2.3. Источники химических примесей и пути их поступления в снежный покров.. 58
2.3.1. Аэрозоли морского, континентального, биогенного и антропогенного происхождения 62
2.3.2. Поступление аэрозольных элементов в снежный покров 64
2.3.4. Вклад антропогенного источника в химический состав снега и ледникового льда 66
Выводы 74
Глава 3. Изотопный состав снежного покрова и ледникового льда 76
3.1. Формирование изотопного состава осадков 76
3.1.1. Факторы изотопного фракционирования 77
3.1.2. Глобальная сеть осадкомерных станций 82
3.1.3. Атмосферные осадки и линия метеорных вод 82
3.2. Изотопный состав ледника Гарабаши на Эльбрусе 86
3.3. Изотопный состав ледника Большой Азау в Приэльбрусье 98
3.4. Изотопный состав снега и льда Полярного Урала ПО
3.4.1. Тренд изотопного состава отдельного зимнего снегопада на северо-востоке Европы до Полярного Урала 110
3.4.2. Изотопный состав снега Полярного Урала 119
3.4.3. Изотопный состав льда ледников Полярного Урала 121
3.5. Изотопный состав атмосферных осадков и снега Хибин 123
Выводы 128
Глава 4. Изменения химического и изотопного состава снежного покрова при метаморфизме, таянии и образовании ледникового льда 130
4.1. Изменения химического состава снега при старении снежного покрова и его таянии 130
4.2. Изменения изотопного состава снега 137
4.2.1. Изменения изотопного состава снега при метаморфизме снежного покрова 137
4.2.2. Изменения изотопного состава снега при таянии 148
4.3. Формирование изотопного состава льда при участии талых вод 154
4.3.1. Льдообразование на Полярном Урале 154
4.3.2. Льдообразование на Эльбрусе 158
Выводы 163
Заключение 165
Литература
- Общая физико-географическая характеристика района исследований
- Макроэлементы в снежном покрове и ледниковом льду Приэльбрусья...
- Тренд изотопного состава отдельного зимнего снегопада на северо-востоке Европы до Полярного Урала
- Изменения изотопного состава снега при метаморфизме снежного покрова
Введение к работе
Изотопно-геохимический состав снега и льда Приэльбрусья, Полярного Урала и Хибин, несмотря на хорошую гляциологическую изученность этих ледниковых районов, исследован очень мало. Это исследование тем важно, что изотопный и геохимический состав фиксирует многие параметры физико-географической обстановки во время формирования снежного покрова и ледникового льда - источники происхождения осадков, температурные и метеорологические условия выпадения снега и избирательность участия атмосферных осадков при льдообразовании. Особенно ценным является получение парных изотопных характеристик (изотопно-кислородных и дейтериевых), позволяющих использовать дополнительный изотопно-гляциологический параметр - дейтериевый эксцесс.
Дейтериевый эксцесс в исследованиях снежных и ледниковых толщ используется и как палеоклиматическая характеристика, позволяющая выделять стадии относительно большей или меньшей влажности воздуха, и как показатель неравновесности условий формирования снежного покрова и перехода его в лед. Ледники предоставляют возможность получить такие палеоклиматические характеристики, законсервированные во льду, и сравнить их с современными условиями образования снежного покрова и льда ледников, как в климатическом, так и в генетическом аспекте.
Изотопный состав и величина дейтериевого эксцесса в снежных осадках и ледниковом льду, рассматриваемые совместно с анализом основных химических элементов и энзиматической активности, являются наиболее надежным индикатором, как источника влаги, так и палеоклиматических трендов. Подобные исследования широко и комплексно выполняются для Антарктиды, Гренландии, ледников Альп, Анд и Гималаев, однако практически не применялись для ледников и снега в нашей стране. Рассмотрение совместно таких характеристик снега и ледникового льда, как состав и содержание стабильных изотопов кислорода и водорода, дейтериевый эксцесс, геохимические и геобиохимические показатели является актуальным исследованием, конкретизирующим процессы снегонакопления и льдообразования в горных регионах.
Основная цель работы - выявление высотной и широтной изотопной региональной зональности снегонакопления, влияния изотопно-геохимической сезонности состава снежного покрова и степени ее сохранности при последовательном таянии снега на изотопный состав ледникового льда в разных гляциологических условиях - в Приэльбрусье, на Полярном Урале и в Хибинах. Для достижения этой цели были установлены фактические изотопно-геохимические значения, присущие снежному покрову и ледниковому льду в горах и предгорьях Кавказа, Полярного Урала и Хибин, процессы формирования и сохранения изотопного состава при переходе снега в фирн и лед. Было необходимо:
Выявить источники осадков, формирующие изотопно-геохимический состав снежного покрова и ледникового льда Приэльбрусья, Полярного Урала и Хибин.
Исследовать связь температуры и изотопного состава свежевыпавшего снега в предгорьях Полярного Урала.
Оценить сезонные, высотные и широтные изотопные эффекты в снеге, выпадающем в Приэльбрусье и на Полярном Урале. Выявить основные причины высотных изотопных аномалий в разных гляциологических и метеорологических условиях Приэльбрусья.
Исследовать характер региональной взаимосвязи дейтериевого и изотопно-кислородного состава снега Приэльбрусья, Полярного Урала и Хибин.
Выявить условия льдообразования и степень сохранности первичной изотопно-геохимической записи в снеге при переходе его в лёд для ледников Гарабаши и Большой Азау в Приэльбрусье и малых форм оледенения Полярного Урала с учетом избирательности участия осадков разных сезонов в формировании льда.
Оценить палеогляциологическую обстановку формирования льда языка ледника Большой Азау в условиях его активного продвижения во время малого ледникового периода.
Объектом исследований диссертационной работы является снежный покров и ледниковый лёд Приэльбрусья, Полярного Урала и Хибин. Исследования проводились на ледниках и прилегающих к ним участках южного склона Эльбруса (Гарабаши и Большой Азау), на снежниках и малых ледниках Полярного Урала (близ пос.Полярный, на двух небольших присклоновых ледниках на склоне хр. Малый Пайпудынский), в снеге северо-востока Европы и предгорий Полярного Урала (от ст.Коноша до пос. Полярный), в снежном покрове и атмосферных осадках Хибинах.
Основные методы исследования - в полевых условиях изучалось строение снежной толщи, условия ее формирования и залегания и производился отбор образцов из снежных горизонтов, а в ледниковых районах - и из подстилающего льда. В отобранных образцах определялось содержание микроэлементов (спектрофотометрически методом атомной абсорбции), стабильных изотопов 180 и 2Н (масс-спектрометрически) и гидролитических ферментов (спектрофотометрически).
Исследования микро- и макроэлементного химического состава и энзиматической активности снежного покрова и льда позволяют установить основной источник атмосферных осадков и конкретизируют геохимическую обстановку льдонакопления в горных регионах. Особенности изотопного состава наземных льдов, сформированных из снежного покрова, фиксируют глобальные климатические изменения и локальные температурные условия. В изотопных записях более позитивным значениям содержания тяжёлого кислорода и дейтерия соответствуют более тёплые климатические условия, а более негативным значениям - более холодные условия. Изотопно-кислородный и дейтериевый состав - однин из наиболее точных современных инструментов гляциологических исследований. В последние годы техника и методология масс-спектрометрических определений содержания 180 и 2Н достигла высокой точности и воспроизводимости данных. Изотопный состав является физической характеристикой воды и входит в состав молекулы НгО. Химический и биохимический состав являются примесями и не включаются в молекулярную решетку воды. Несмотря на это и содержащиеся в снежном покрове стабильные изотопы и химические примеси демонстрируют сходное поведение при трансформации снежного покрова, таянии и льдообразовании и могут быть использованы как взаимодополняющие характеристики. Защищаемые положения:
1. Изотопно-геохимические свойства снега отражают климатические и физико-
географические черты каждого конкретного района (Приэльбрусья, Полярного Урала,
Хибин) и связаны с циркуляцией атмосферы в холодный (зимний) период и условиями
метаморфизма и таяния снега в теплый (летний) период года.
Изотопно-геохимические процессы при метаморфизме и таянии снежного покрова приводят к преобразованию первичных изотопных вариаций. Горизонты метаморфизованного снега в Приэльбрусье и на Полярном Урале обогащены 180 на 1-2%о относительно среднего состава снежного покрова, а первые порции талой воды на 2-3%о изотопически легче тающего снега.
Изотопно-геохимический состав льда горных ледников на больших абсолютных высотах выше снеговой линии наследует первичные сезонные изотопно-геохимические свойства снежного покрова. Вблизи и ниже снеговой линии сезонность изотопного состава снега и льда обычно плохо выражена. Формирование изотопного состава малых форм ледников Полярного Урала на небольших абсолютных высотах характеризуется отсутствием сезонных изотопных различий во льду и заметным утяжелением изотопного состава ледникового льда по сравнению с сезонным снежным покровом. Лёд языка ледника Бол. Азау, формировавшийся в течение последних 200-500 лет, имеет изотопный состав
сходный с современным льдом в области аккумуляции, что указывает на несущественно менявшиеся температурные условия в Приэльбрусье в течение малого ледникового периода.
4. Температура воздуха является доминирующим фактором при выпадении осадков (снега) в равновесных условиях, что выражается в наличии высотной изотопной зональности в зимнем снеге Приэльбрусья, выражающейся в закономерной контрастной смене изотопного состава с высотой (уменьшение на 0,6%о на 100 м подъема) и широтной изотопной зональности в снегопаде предгорий Полярного Урала, выражающейся в закономерной контрастной смене изотопного состава с широтой (уменьшение на 1,4%о на 1 широты). Проявления высотной и широтной изотопной зональности могут быть завуалированы неравновесностью конденсации или сложными метеорологическими условиями. Связь температуры с изотопным составом свежевыпавшего снега на северо-востоке Европы и в предгорьях Полярного Урала выражается уравнением: 5 0 = 0,44 Т -18,37.
Исследования парных концентраций тяжелого кислорода и дейтерия и рассчитываемого по ним эксцесса дейтерия достаточно редко выполняется для снежного покрова и наземных льдов, прежде всего, вследствие сложности аналитических работ, а исследования поведения эксцесса дейтерия являются принципиально новыми для исследований криосферных объектов в России.
В работе обобщено большое количество изотопных и геохимических данных по снежному покрову и ледниковому льду разных горных систем и систематизированы проявления наиболее ярких географических изотопных эффектов, в результате чего предложены принципиальные схемы формирования изотопного состава снежного покрова и ледникового льда в горах.
Рассмотренные особенности перехода снега в лёд и трансформации изотопно-геохимических характеристик при переходе снега в ледниковый лёд могут быть использованы для реконструкции кратко- и среднепериодных региональных климатических изменений. Научно-практическое значение работы состоит в том, что выявленные изотопные эффекты при льдообразовании могут быть использованы для адекватной и объективной интерпретации изотопной записи в кернах глубокого бурения на горных ледниках Приэльбрусья и Полярного Урала. Полученные данные по изотопному составу снега Приэльбрусья вошли в учебник Ю.К.Васильчука, В.М.Котлякова "Основы изотопной геокриологии и гляциологии" (2000) и в курс лекций "Изотопная гляциология и криолитология", читаемый студентам третьего и четвертого курсов кафедры гляциологии и криолитологии географического факультета МГУ.
Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и списка литературы и содержит 165 страниц текста, который иллюстрируется 69 рисунками и 41 таблицей. Список использованной литературы включает 240 работ отечественных и зарубежных авторов.
Диссертация выполнена на кафедре криолитологии и гляциологии под руководством профессора, доктора геолого-минералогических наук, академика РАЕН Ю.К.Васильчука, которому автор глубоко благодарна за разностороннее внимание и бесценную помощь в работе над диссертацией и в проведении полевых и лабораторных работ.
Автор признательна всему коллективу кафедры криолитологии и гляциологии за проявленный интерес к работе, за организацию учебной и производственных практик.
Искренне благодарю Н.А.Володичеву, М.Гея, Г.А.Корнееву, А.Д.Олейникова, В.Папеша, Д.Ранка, О.В.Рототаеву, В.Н.Сапунова, Ю.Г.Селиверстова, Л.Д.Сулержицкого, В.П.Фролова и Д.Г.Цветкова за содействие на разных этапах выполнения работы; В.Н.Голубева, В.В.Поповнина, С.М.Фотиева и А.Б.Чижова - за полезную дискуссию по основным положениям диссертации. Считаю очень приятной обязанностью высказать глубокую и искреннюю благодарность своим соавторам и друзьям А.К.Васильчук и Н.А.Буданцевой за содействие в процессе полевых и лабораторных работ и обсуждение криосферной проблематики.
Общая физико-географическая характеристика района исследований
Ледниковый комплекс Эльбруса - самый большой массив оледенения Кавказа (площадь 122,6 км2). Эльбрус расположен в центральной части Большого Кавказа (рис. 1.1, 1.2). Орографически он принадлежит к системе Бокового хребта, в геологическом отношении находится в северной части кристаллического ядра Кавказа.
Эльбрус представляет собой вулканический конус, почти округлый в плане. Формирование наивысшей Западной вершины Эльбруса произошло в межледниковье верхнего плейстоцена (около 200 тыс. лет назад), образование восточного конуса Эльбруса произошло уже в голоцене (10 тыс. лет назад). Эльбрус неоднократно извергался, и на всей территории комплекса широко распространены плейстоценовые и голоценовые лавовые потоки (Сейнова, Золотарев, 2001). Эльбрус и его отроги сложены изверженными породами (туфы, дациты, липариты), которые сравнительно легко поддаются выветриванию и дают обильный материал для осыпей и морен, закрывающих значительные участки. Минеральные породы, на высотах более 3500 м, как правило, перекрываются льдом, но и частично выходят на поверхность. Эти легковыветриваемые породы могут накапливаться на поверхности ледника, а также являются источниками минеральной пыли, которая при вымывании с осадками или сухом осаждении включается в химический состав снега и льда ледников.
Эльбрусские голоценовые лавы обогащены сульфатами, хлоридами и натрием. В самом центре районе Эльбруса правый борт долины Баксана сложен гранитоидами и кристаллическими сланцами - такой состав пород определяет преобладание НСОз", Са и Mg в водах начинающихся там рек (Куцева, Коновалова, 1975).
Большая абсолютная высота и орографическая изолированность Эльбруса обусловили существование самостоятельного центра оледенения в системе Большого Кавказа, а форма вулканического конуса предопределила звездообразный характер оледенения и растекание ледников по лавовым понижениям.
Основу ледникового комплекса составляет фирново-ледяная шапка диаметром более 10 км, которая является областью питания двадцати шести радиально расходящихся ледников (см. рис. 1.1). Толщина ледников невелика: средняя толщина льда в области питания 80-90 м, местами 50 м и менее; в осевых частях крупных ледниковых потоков толщина льда достигает 95-100 м. На восточной стороне лед почти вдвое тоньше, чем на остальной части ледового комплекса, что объясняется лучшими условиями питания западных и южных склонов.
Считается, что на южном склоне Эльбруса толщина льда не превышает 100 м, варьируя от 60 до 90 м. Проведенное геофизическое зондирование в 2004 показало возможность существования на западном поле мощного ледникового льда, толщина которого не менее 200 м (В.Н.Михаленко, личное сообщение).
Влажные массы воздуха, приносимые юго-западными и западными воздушными потоками и циклонами, являются основными источниками атмосферных осадков на хребтах Большого Кавказа. Наибольшее количество осадков выпадает на юго-западных склонах Западного Кавказа, постепенно уменьшаясь на северо-восток. С ростом высоты местности количество осадков увеличивается и все большая их часть выпадает в твердом виде, обеспечивая питание ледников. Так, на высотах более 3000 м годовая сумма осадков на южном склоне Центрального Кавказа составляет 2000 - 3000 мм, в то время как на северном склоне - от 1000 до 2000 мм. На Восточном Кавказе осадков выпадает от 1000 до 1500 мм в год, тогда как для Западного Кавказа, в зависимости от экспозиции склона (северный склон и южный), годовая сумма осадков достигает 4000 мм на южном и 2000 - 3000 мм на северном склонах (Долгушин, Осипова, 1989).
Расположение Большого Кавказа в виде барьера под некоторым углом к направлению основных влагонесущих потоков определяет наряду с высотной зональностью климатические особенности его территории. Так, средняя продолжительность зимнего периода (с устойчивой средней суточной температурой воздуха ниже 0) изменяется от 78 дней в предгорьях северного склона Западного Кавказа до 142 дней на высоте 2000 м и 342 дней на высоте 4000 м, от 103 до 148 и 343 соответственно на Центральном Кавказе.
Температура воздуха с высотой понижается в среднем на 0,6 на каждые 100 м подъема. Так, на Центральном Кавказе на метеостанции Пик Терскол (3100 м) средняя температура воздуха за период с ноября по март -10,1, а на высоте 4100 с этот показатель равен -16,5 С. Средняя температура января в высотном поясе 2600-3000 м в пределах -7, -10, на высотах 3800-4500 м от -17 до -22 С.
Вторжения атлантических и средиземноморских циклонов вызывают резкие повышения температуры воздуха до оттепелей в среднегорье, а прорывы арктических воздушных масс сопровождаются понижениями температуры воздуха до -25-30С.
С увеличением абсолютной высоты растет и доля твердых осадков: на высоте 2500-3200 м она составляет в среднем 20-30%, на высоте 3300-3600 м - 40-70%, а выше 3600 м -80-95% годовой суммы.
В Приэльбрусье в среднем за зиму насчитывается 70 дней с выпадением твердых осадков, из них 90% приходится на слабые снегопады интенсивностью менее 10 мм/сут. Осадки интенсивностью от 20 до 30 мм/сут выпадают здесь практически каждую зиму в течение 2-3 раз. Их повторяемость выше в ноябре и апреле. До 2 раз за зиму, чаще всего в декабре, могут случаться осадки интенсивностью от 30 до 40 мм/сут. Один раз в 3 зимы имеют повторяемость осадки интенсивностью более 40 мм/сут. Как правило, такие осадки единичны в течение зимы. Наиболее часто они случаются в январе.
В высокогорье преобладают западные и юго-западные ветры. При переваливании воздушных масс через хребты на подветренных склонах образуются нисходящие потоки -фены. Широко распространены горно-долинные ветры. С высотой, особенно зимой, скорости ветра увеличиваются. По данным многолетних наблюдений на Эльбрусе на высоте 2000 м среднегодовая скорость ветра равна 2,2 м/с, на 2500 м - 3,6 м/с, на 4250 м - 8,5 м/с. Средняя скорость ветра в январе достигает на высоте 4250 м 9,7 м/с. С высотой резко повышается вероятность ветра со скоростью более 6 м/с, с которой начинается метелевый перенос снега и увеличивается число дней с общей и низовой метелью и поземком. Многолетние наблюдения в Приэльбрусье показывают, что сильные ветры и значительный метелевый перенос сопровождают чаще всего холодные (со средней температурой менее -4) снегопады. Теплые (средняя температура выше -2) снегопады проходят в условиях безветрия. Эти особенности проявляются в наличие или отсутствие снежных досок в строении снежной толщи на склонах гор. В низко- и среднегорье северного склона на 1-2 декады позже установления отрицательных температур воздуха образуется устойчивый снежный покров. В районах с выраженным зимним максимумом осадков даже в низкогорье (Красная Поляна) устойчивый снежный покров образуется на 1 декаду раньше начала зимнего периода, выше разница возрастает до 2 декад. Продолжительность залегания устойчивого снежного покрова выше 2000 м над уровнем моря 4-6 месяцев в году, в высотном поясе 2800-3000 м - 7-9 месяцев, а выше 3800 - круглый год.
Макроэлементы в снежном покрове и ледниковом льду Приэльбрусья...
Нами получены данные по распределению натрия в поверхностном зимнем снеге на леднике Габараши и прилегающем склоне. В диапазоне высот 2300-4100 м в январе 2001 г. содержание Na в поверхностном снеге варьировало от 0,4 мг/л до 2,05 мг/л, что составляет тот же порядок величин, что был получен на леднике Гарабаши на высоте 4000 м в слое сезонного зимнего снега - от 0,7-1,09 мг/л до 1,5 мг/л (Керимов и др., 1998; 2001; Рототаева и др., 1999). В распределении концентраций натрия по высоте в поверхностном снеге (рис. 2.1а) максимум приурочен к высоте 3300-3400 м.
Подобное распределение, только на меньших высотах, обнаружено нами летом 2001г., когда в поверхностном снеге были определены концентарции натрия, калия и магния. Наибольшие концентрации Na и К приурочены к высоте 3000 м (рис. 2.16). Интересно, что и в зимнем и в летнем свежевыпавшем снеге максимальная концентрация натрия достигает 2 мг/л на высотах 3300 и 3000 м соответственно, а выше уменьшается.
Считается, что на Эльбрус солевые и пылевые частицы заносятся воздушными потоками больших циклонических масштабов на высоты около 4000 м. Проведенные ранее исследования химического состава снега ледника Гарабаши показали резкий пик увеличения концентраций элементов на высотах около 4000 м. Из чего сделан вывод о том, что измеренный многолетний максимум аккумуляции снега в поясе 3700-4000 м подтверждается химическим составом. А.К.Керимовым получены концентрации основных ионов в поверхностном снеге ледника Гарабаши, которые показывают максимум содержания натрия на высотах 4000-4100 м, достигающий значений 1,5 мг/л (Керимов и др., 2001).
В этом аспекте увеличение содержания натрия на высотах 3000-3500 может говорить о том, что разгрузка морских воздушных масс как зимой, так и летом, может происходить ниже уровня максимальных осадков, т.е. воздушные массы способны спускаться вниз по склону в соответствии с синоптической обстановкой. Это может быть и обстановкой, характерной для одного сезона, или же имеющей многолетнюю повторяемость.
В летнем снежном покрове на высоте 3750 м концентрации натрия внутри снежной толщи очень не велики и не превышают 0,15 мг/л, за исключением трех снежных горизонтов, где его концентрация заметно возрастает до 0,3 и 0,5 мг/л. Однако, это величины также очень малы, учитывая, что снег формируется, как правило, морскими воздушными массами, для которых характерно высокое содержание натрия.
Геохимические исследования на Эльбрусе 1990, 1993, 1994 и последующих годов (Бажев и др., 1995; Рототаева и др., 1998; 1999; Bazhev et al., 1998 и др.) показывают, что минерализация эльбрусских ледников составляет 3-10 мг/л. В составе снега и льда среди анионов преобладает сульфат-ион (концентрация его, как правило, составляет 1-3 мг/л), и лишь на высотах 4200-4500 м было отмечено большее содержание СГ. Из катионов основными являются Na+ (в среднем концентрации варьируют 1-1,5 мг/л) и Са2+ с типичными концентрациями 0,5 - 1,0 мг/л (Рототаева и др., 1999). При этом в твердых осадках, слое зимней аккумуляции и осеннем остатке на леднике доминирует Na+, тогда как содержание Са2+ больше на поверхности открытого тающего льда с тонким слоем мелкозема. Можно заключить, что натрий-ион поступает на ледник преимущесвенно с осадками, а Са + - с частицами пыли из продуктов разрушения горных пород. Присутствие иона НСОз" отмечается реже и связано в основном с летним переносом пыли над ледником. Таким образом, снег и лед на Эльбрусе имеют сульфатно-натриевый, хлоридно-кальциевый состав, более характерный для западно-кавказских ледников, источником питания которых являются юго-западные морские потоки влаги.
Ледник Большой Азау. Нами было также исследовано распределение натрия в 5-метровом гребне мертвого льда языка ледника Большой Азау. Концентрации Na невелики, однако на фоне средних по разрезу значений 0,3 - 0,8 мг/л в горизонтах на высоте 1,9-2,0 м и 3,2-3,3 м содержание натрия возрастает до значений 2,4 мг/л и 1,7 мг/л соотвественно (рис. 2.2). Такие концентрации натрия характерны для сезонного снежного покрова Приэльбрусья и отмечались и на леднике Гарабаши, и на леднике Большой Азау (Рототаева и др., 1998; Керимов и др., 1998).
В образцах снега Полярного Урала, отобранного в шурфах №1 (полевой номер YuV-370), №2 (полевой номер YuV-371) и №3 (полевой номер YuV-372) в 1999 г. было измерено значение рН (табл. 2.1). Во втором снежнике (точка 371-YuV) диапазон значений рН достаточно велик - от 4,8 до 6,4. Таким образом, изменение рН в пределах одного снежника по снежным горизонтам составило 1,6 единиц. Распределение значений рН в третьем снежнике (точка 372-YuV) еще более неоднозначно, так как значения в пределах одного снежника могут различаться на 2 единицы (см. табл. 2.1).
Кислотность талых снеговых вод определяется наличием свободных ионов водорода Н+. На концентрацию ионов водорода в воде наибольшее влияние оказывает содержание СОг: чем больше содержится СОг, тем больше концентрация ионов водорода и меньше величина рН. Среднему содержанию СОг в воздухе соответствует рН = 5,5...5,6 (Василенко и др., 1985), такие значения рН свойственны и чистым, незагрязненным атмосферным осадкам.
Высокая запыленность атмосферы в зонах техногенного воздействия, преобладание в техногенных выбросах карбонатов и окислов кальция и магния, дальнейшее растворение накопившейся в снежном покрове минеральной пыли приводит к резкому возрастанию значений рН, достигающий в местах разработки полезных ископаемых и населенных пунктах с высоким уровнем загрязнения величин 8-9,5.
Существует связь значений рН с концентраций растворимых и пылевых веществ в пробах снега. Эта связь достаточно характерна и устойчива во времени. Более тесная зависимость отмечается между величиной рН и общей минерализацией снеговой воды, т.е. с возрастанием концентраций растворимых веществ в снежном покрове. Зависимость значений рН от степени техногенного воздействия, переход этой величины в щелочную область с увеличением интенсивности техногенеза делают рН чутким показателем степени загрязнения атмосферы.
Вообще, рН - очень "географическая" величина и зависит не только от антропогенного фактора, но и от географического положения. Так, например, в шурфах на морском побережье величина рН находится в пределах 7-8, а при переходе к более континентальным областям изменяется до 5,4-5,7 , что близко к равновесному состоянию между маломинерализованной водой и углекислым газом атмосферы.
Нами было исследовано содержание натрия в зимнем снеге Полярного Урала (табл. 2.2) и в ледниковом льду (табл. 2.3). В зимнем снеге концентрации натрия крайне малы, в ледниковом льду содержание натрия варьирует от 1 до 1,6 мг/л, концентрации натрия такого уровня характерны для ледников Арктических островов (Корзун, Евсеев, 1984). Интересно, что при заметном присутствии натрия в ледниковом льду, в зимнем снеге концентрации его не достигали 0,05 мг/л (см. табл. 2.2), что может говорить о том, что натрий поступает вместе с весенними осадками, зимой же его в атмосферных осадках практически не содержится.
Присутствие заметной концентрации натрия в ледниковом льду указывает также на то, что натрий не выносится с ледника при таянии снега, а консервируется во льду, о чем свидетельствует довольно однородный характер распределения Na по разрезу. Преобладание натрия в осеннем остатке снега на конец периода абляции отмечалось для ледника Гарабаши (Рототаева и др., 1999), и, таким образом, относительно высокие концентрации его в ледниковом льду Полярного Урала скорее закономерны и говорят о способности натрия задерживаться во льду после сезона таяния как при инфильтрационном, так и при конжеляционном льдообразовании.
Тренд изотопного состава отдельного зимнего снегопада на северо-востоке Европы до Полярного Урала
Установлен тренд изотопного состава свежевыпавшего снега на трансекте протяженностью примерно 1400 км через северо-восток Европы от станции Коноша (610Г с.ш., 4010 в.д.) через Инту-Сейду до Полярного Урала (6703 с.ш., 6520 в.д.).
Теоретически этот тренд объясняется моделью дистилляции Релея, согласно которой можно ожидать, что в осадках содержание стабильных изотопов кислорода и дейтерия (8 О и 6D) становятся меньше, когда водяной пар частично конденсируется и выпадает в виде дождя и снега при низких температурах во время движения воздушных масс от источника пара (Dansgaard, 1964).
Ранее Ю.К.Васильчуком (1992) было установлено, что изотопно-кислородные характеристики повторно-жильных льдов (5 Опжл) прямо коррелируют с зимними температурами приземного слоя воздуха, изменяясь примерно 1%о на 1С средиезимней (tcp.3.) температуры воздуха - tcp.3. = б18Опжл (±2С) и на 0,6-0,7%о на 1С среднеянварской температуры - tcp-янв. = 1,55180пжл (±3С). Затем В.С.Брезгуновым с соавторами (1998) была установлена прямая связь между среднегодовой температурой воздуха и средними значениями 8180 в атмосферных осадках по континентальным станциям севера России (коэффициент их корреляции составляет 0,95). Позднее В.С.Брезгунов (Деревягин и др., 1999) по данным нескольких метеостанций вывел уравнение регрессии между зимними температурами воздуха и б О осадков зимнего периода, вида tcp.3.- (0,96 + 0,10) 5 Оср.з. + (0,4 ±2,6).
Зависимость, полученная В.С.Брезгуновым, для снега практически идентична, установленной ранее Ю.К.Васильчуком (1992) для жил, формирующихся из талого снега. Но, несмотря на это, всё же существует определённый скепсис в отношении того, в какой мере изотопный состав снега прямо коррелирует с приземной температурой. И связано это с двумя обстоятельствами. С тем, что конденсация пара и образование снежинок происходит не в приземном слое воздуха, а на значительной высоте, поэтому связь эта не столь явная. Но, главное, по нашему мнению, с тем, что практически отсутствуют наблюдения в криолитозоне за изотопным составом снега, выпадавшем единовременно на большой территории в разных температурных условиях.
Наши исследования изотопного состава одного отдельно взятого снегопада на территории Европейского северо-востока, включая криолитозону Большеземельской тундры и предгорий Полярного Урала в некоторой мере восполняют этот пробел.
В ночь с 22 на 23 декабря при движении воздушного фронта на северо-восток примерно на расстоянии 400 км северо-восточнее Москвы начался снегопад, и выпадение снега продолжалось до 25 декабря, интенсивность снегопада за это время несколько уменьшалась. Отбор образцов снега для изотопного анализа осуществлялся нами через 3-7 часов по профилю от г.Коноша до пос. Сейда (рис. 3.18, а) и далее до ст. Полярный, при этом мы также перемещались согласно движению воздушного фронта со скоростью около 60 км в час, т.е. около 1,4-1,5 тыс. км в сутки. При отборе образцов нами фиксировалась приблизительная температура приземного слоя воздуха (табл. 3.5), которая также была уточнена нами в последних числах декабря с помощью метеорологического сервера GISMETEO по измерениям на близлежащих метеостанциях (табл. 3.6).
Образцы отбирались в полиэтиленовые пакеты, затем растапливались при комнатной температуре и переливались в стерильные стеклянные флаконы. До момента анализа пробы находились в холодильной камере, парные изотопные определения были выполнены в лаборатории центра "Арсенал" г. Вена В.Папешем и М.Кёрнер.
Изотопный состав снега изменяется в северо-восточном направлении от ст. Коноша до Полярного Урала, вариации 5180 составили 8,5%о: от -18,7%о до -27,2%о, 8D изменяется на 65,3%о: от -138,3%о до -203,6%о, дейтериевый эксцесс (dexc) варьирует от 9 до 18%о.
На протяжении всего пути продвижения и разгрузки воздушной массы значения б О и 5D постепенно уменьшались, за исключением ст. Микунь, где отмечен локальный максимум значений изотопного состава снега этого снегопада (см. табл. 3.5, рис. 3.19). При этом нами отмечалось снижение температуры воздуха при продвижении фронта. Изменение температуры в момент отбора, которая оценивалась нами приблизительно, синхронно изменению изотопного состава снега (см. рис. 3.19), температура воздуха, позднее установленная нами по ближайшим метеостанциям, также хорошо коррелирует с изотопным составом снега, коэффициент корреляции tB с 8 80 составил 0,95, a tB с 8D - 0,93. Можно сказать, что взаимосвязь значений 8 О (8D) — tB описывается некоторой достаточно узкой линейно-ориентированной областью (рис. 3.20). Средняя многолетняя декабрьская температура воздуха (см. сплошную линию на рис. 19а) хуже коррелирует со значениями 8180 и 8D, однако связана со снижением значений изотопного состава в направлении на северо-восток.
Ограничение трансекта до ст.Сейда продиктовано тем, что все станции от Коноши до Сейды - равнинные, а две последующие станции находятся в предгорье и в горной части Полярного Урала, и, возможно, микроклиматическая ситуация здесь меняется по сравнению с равнинными участками. Если не принимать ст.Микунь в рассмотрение, то широтный эффект изотопного состава проявляется в уменьшении значений б180 и 8D на 1,4%о и 10,8%о на 1 широты соответственно (см. рис. 3.196).
Примечательно, что убывание значений 8180 и 8D в снеге на трансекте происходило синфазно, в то время как значения dexc возрастали, изменяясь почти строго в противофазе с 8180H8D(PHC. 3.21).
Хорошо известно, что самым важным фактором, определяющим изотопный состав осадков над континентами, является температура, и В.Дансгор показал в глобальном масштабе хорошую корреляцию между средней годовой температурой воздуха и среднегодовыми значениями б О для прибрежных и полярных станций с изменением 8 О на 0,7%о на 1С (Dansgaard, 1964). Это глобальное отношение между температурой и 8180 объясняется тем, что образование осадков является Релеевским процессом. Согласно Релеевской модели 8180 и 8D в осадках прямо связаны с температурой конденсации, и с начальными характеристикам воздушной массы - т.е. условиями в районе образования пара. Продолжающееся образование осадков приводит к изотопическому облегчению остающегося в воздушной массе пара из-за того, что молекулы Нг180 и HD О конденсируются активнее, чем Н2160 и HD160.
Можно ожидать, что распределение стабильных изотопов зимой в полярных и умеренных широтах, в особенности на континентах, в значительной мере соответствует простой модели Релеевской конденсации, так как в случае выпадения снега, как указывается В.Дансгором (Dansgaard, 1964), обмен между падающими снежинками и паром влияет только на поверхностные слои снежинок, и поэтому может считаться незначительным. К тому же, согласно выводам Э.Эриксона (Eriksson, 1965), испарение воды в твердом состоянии несущественно меняет ее изотопный состав. А как уже сказано, в простой модели Релеевской конденсации основным параметром, влияющим на изотопный состав осадков, является температура конденсации (Dansgaard, 1964).
Изменения изотопного состава снега при метаморфизме снежного покрова
При исследовании снежных толщ Приэльбрусья и Полярного Урала нами было обнаружено, что если в разрезе снежной толщи существует горизонт глубинной изморози, то именно в нем отмечаются наибольшие изотопные значения по сравнению с пачкой сезонного зимнего снега (исключая поверхностные горизонты весеннего изотопически «тяжёлого» снега).
Так, на леднике Гарабаши летом 1998 г. в снежном шурфе на высоте 3780 м пачка зимнего снега характеризовалась значениями 5180 от -16,5 до -19,5%о, а в горизонте крупнозернистого метаморфизованного снега 8 О составила -14,73%о. Подобные
значения 8 О характерны для нижележащего прослоя инфильтрационного льда того года (-14,89%о). Таким образом, высокие изотопно-кислородные значения в горизонте глубинной изморози обязаны скорее всего не выпадению "теплого" снега, а трансформации изотопного состава с участием либо миграции воды, либо водяного пара.
В зимнем снежном покрове Приэльбрусья в 2000/01 году, при его небольшой мощности и больших градиентах температур активно протекали процессы метаморфизма. В результате чего в строении снежной толщи на поляне Азау два нижних горизонта представлены кристаллами глубинной изморози. В образце, отобранном на высоте 0-5 см от поверхности подстилающего грунта в горизонте глубинной изморози бокаловидной формы значение 8180 составило -25,3%о. В вышележащем горизонте средней глубинной изморози призмовидной формы и выраженной волокнистой текстуры 8 О составила — 13,06%о, это самое высокое значение изотопного состава, полученное для всех образцов зимнего снега 2001 года (Васильчук, Чижова и др., 2005).
Метаморфизм снежного покрова и формирование горизонтов глубинной изморози. Метаморфизм снежного покрова отражает диагенез снежной толщи и процессы, происходящие в ней под воздействием внешних термодинамических факторов. Метаморфизм снежного покрова — непрерывный процесс, продолжающийся весь период от выпадения до стаивания или перехода снега в фирн и лед. Нормально развивающийся метаморфизм приводит к разрушению первоначальных форм выпавших кристаллов снега и переработке материала в кристаллы другого строения. Он характеризуется следующими процессами: 1) перераспределение вещества около кристалла, обусловленное термодинамической нестабильностью поверхности кристаллов и повышенной подвижностью молекул в поверхностном слое их; 2) температурный градиент и неодинаковая концентрация водяного пара вызывают возгонку при благоприятных этому процессу условиях, возникающих в одних местах, перемещение паров и сублимацию в других местах снежной толщи; 3) изменение поверхностной энергии в результате укрупнения кристаллов (срастание, выклинивание, поглощение одних кристаллов другими); 4) процессы разрыхления и уплотнения (массоперенос); 5) миграция вещества в твердой и жидкой фазах; 6) таяние кристаллов и замерзание талой воды (фазовые преобразования).
Наибольшее влияние на изменение изотопно-геохимических характеристик оказывают процессы перераспределения водяного пара и воды внутри снежного покрова, а именно формирование горизонтов глубинной изморози и таяние снега.
В снежном покрове проявляются три вида преобразований структуры: деструктивный, конструктивный метаморфизм и метаморфизм плавления (Савельев, 1991), В.М. Котляков выделяет деструктивный и конструктивный метаморфизм, а третий тип преобразований называет регрессивным метаморфизмом (Гляциологический словарь, 1984).
Деструктивный метаморфизм начинается с распада свежевыпавших звездообразных и дендритных кристаллов снега на отдельные части, после чего наиболее мелкие частицы возгоняются, а пар сублимируется в местах с меньшей свободной энергией молекул. В результате сублимационного роста крупные частицы принимают округлые изометрические, чаще всего неправильные формы. Зерна становятся примерно одинакового размера. При воздействии внешних сил (изменения температурного режима, поля напряжений, деформаций и скоростей движения) и некоторых процессов внутренних физико-химических и химических преобразований могут формироваться кристаллы с развитой поверхностью. Примером может служить глубинная изморозь, которая возникает в нижних слоях снежного покрова на более поздней его стадии развития при особых термодинамических условиях в виде кубообразных и чашеобразных идиоморфных кристаллов (Савельев, 1991).
Глубинная изморозь - это «крупные (до 8 мм) вторичные идиоморфные и скелетные блюдцеобразные и кубкообразные ледяные кристаллы, образующиеся в толще
снега в слоях температурных скачков. Особенно выраженные горизонты глубинной изморози возникают в нижней части снежной толщи на границе с почвой, и в слоях рыхлого снега, залегающего между плотными слоями. Плотность снега в слоях глубинной изморози обычно 0,2-0,3 г/см3, они очень воздухопроницаемы. Наиболее распространенными формами кристаллов глубинной изморози являются бокалы, пластины и завитки (Гляциологический словарь 1984).
Изменение формы и размеров кристаллов, вызванное неравномерным их ростом, поглощением кристаллов, при отсутствии фазовых преобразований, без влияния жидкой фазы, носит название конструктивного метаморфизма (второй вид). Наилучшими условиями его развития обладают глубинные слои снежного покрова, тогда как деструктивный метаморфизм особенно интенсивно проявляется в верхних слоях. В.М.Котляков указывает на то, что при конструктивном метаморфизме идет собирательная перекристаллизация при значительном температурном градиенте в толще (Гляциологический словарь, 1984).
Третий вид преобразования структуры снега — метаморфизм плавления развивается в изотермической среде, состоящей изо льда, воды и водяного пара. Чаще всего метаморфизм плавления проявляется в ледниках умеренного климата. В первую очередь таяние происходит по поверхности кристаллов и в межкристаллических прослойках, поскольку здесь молекулы воды связаны менее прочно, чем внутри решетки льда. Плавление, частичное смещение жидкости и последующее замерзание сопровождаются изменением формы, размеров зерен (режеляционное округление) и сил связей между ними (Савельев, 1991).
Все процессы метаморфизма в снежной толще приводят или к изменению начального содержания в снеге стабильных изотопов и растворимых химических соединений, или к изменению распределения этих характеристик внутри снежной пачки. Динамика изотопного состава в горизонтах глубинной изморози в Фербэнксе. Увеличение изотопного состава в горизонтах глубинной изморози происходит вследствие изотопного фракционирования при миграции пара в толще снега при значительных температурных градиентах. Исследования изотопного состава горизонтов глубинной изморози в Фербэнксе (Аляска) показали, что в снежной толще происходит перенос воды (водяного пара), приводящий к фракционированию изотопов.
Механизмы метаморфизма снега были исследованы путем определения содержания 2Н и 180 в снежном покрове в течение 9 лет (Friedman et al., 1991).
Изучение проводилось в образцах сезонного снежного покрова, залегающего в течение долгого времени (150-200 дней) при температурах гораздо ниже замерзания (обычно -40С) и имеющего очень большой термический градиент (обычно 1С/см), установленным между почвой в его основании и воздухом над ним. В результате глубинная изморозь имеет исключительно низкую плотность (от 0,19 до 0,20 г/см3 по сравнению с 0,28-0,30 г/см3 в альпийских регионах), и она может распространяться в верхние слои сквозь весь снежный покров (Trabant and Benson, 1972, Sturm, 1989).
