Содержание к диссертации
Введение
I. Метеорологический режим и изотопный состав снежных осадков: литературный обзор 16
I.1. Метеорологический режим и формирование осадков в центральной Антарктиде 16
I.2. Изотопный состав осадков и его связь с условиями их формирования ...35
I.3. Факторы, влияющие на связь изотопного состава снега с приземной температурой воздуха . 57
1.4. Выводы по главе 1 70
II. Методы исследований и экспериментальные данные ...72
II 1. Экспериментальные данные 72
II.2. Полевые работы 79
II.З. Лабораторные измерения 85
II.4. Выводы по главе II 88
III. Метеорологические условия формирования осадков 90
III. 1. Типы осадков 90
III.2. Метеорологические условия осадкообразования 94
III.3. Выводы по главе III 104
IV. Пространственно-временная изменчивость изотопного состава снега 105
IV. 1. Временная изменчивость изотопного состава и скорости накопления снега в районе станции Восток за последние 50 лет 105
IV.2. Пространственная изменчивость изотопного состава и скорости накопления снега 111
IV.3. Короткопериодические вариации изотопного состава в образцах ледяного керна со станции Восток 120
IV.4. Годовой ход изотопного состава осадков 122
IV.5. Выводы по главе IV 125
V. Изменение температуры и скорости накопления снега в районе станции восток за последние 200 лет 126
V. 1. Ряды изотопного состава и скорости накопления снега по глубоким шурфам 126
V.2. 50-ти летний цикл в изменениях аккумуляции и 8D 130
V.3. Влияние рельефа 135
V.4. Сравнение с другими районами Восточной Антарктиды 137
V.5. Выводы по главе V 142
Заключение 144
Благодарности 147
Список литературы 150
Приложения 165
- Изотопный состав осадков и его связь с условиями их формирования
- Полевые работы
- Метеорологические условия осадкообразования
- Пространственная изменчивость изотопного состава и скорости накопления снега
Введение к работе
Наличие в южной полярной области единственного в настоящее время на Земле материкового оледенения, играющего важную роль в формировании климата всей планеты, определяет необходимость комплексного исследования природы Антарктиды. Уникальность природной среды этого материка закреплена особым политически статусом Антарктики, представляющей собой международный полигон для проведения различных научных проектов [Лукин, 2000]. Одним из наиболее перспективных и плодотворных видов научной деятельности на шестом континенте является изучение физических и химических свойств ледяных отложений, представляющих собой уникальный природный архив палеоклиматической информации. В частности, осуществление многолетнего международного проекта по глубокому бурению льда на российской внутриконтинентальной станции Восток позволило детально изучить изменчивость климата данного района на протяжении последних 420 тысяч лет [Липенков и др., 2000; Petit et al., 1999]. В последнее время все больший интерес вызывают водные тела, залегающие под ледниковой толщей и получившие название "подледниковых озер". Изучение крупнейшего из них, озера Восток, залегающего под 4-километровой толщей льда в центральной части Восточной Антарктиды, уже привело к изменению представлений о возможных пределах распространения жизни на Земле [Bulat et al., 2003; Lukin et al., 2003]. Благодаря своим экстремальным условиям, подледниковые озера рассматриваются как земные аналоги океанов, существующих под слоем льда, покрывающего некоторые из спутников больших планет Солнечной системы.
Впервые человек ступил на берег Антарктиды лишь спустя почти 80 лет после ее открытия 28 января 1820 г. русской экспедицией под командованием Ф.Ф. Беллинсгаузена и М.П. Лазарева. В 1899 г. в Антарктиде впервые зимовала партия норвежца С. Борхгревинка. В начале
прошлого века для исследования самого южного материка Земли был организован целый ряд национальных экспедиций - бельгийская, германская, английская, шведская, французская, австралийская под руководством таких видных исследователей, как Е. Дригальский, Р. Скотт, О. Норденшельд, Э. Шеклтон, Ж. Шарко, Д. Моусон. Все они работали на побережье, не проникая сколько-нибудь далеко в глубь материка. В 1910-1913 гг. были предприняты две экспедиции для покорения Южного полюса нашей планеты под началом Р. Амундсена и Р. Скотта. В отличие от последней, поход Амундсена носил чисто спортивный характер и не принес новых сведений о внутренних районах Антарктиды. Напротив, в ходе английской экспедиции Скотта была получена комплексная характеристика ледникового покрова, в которой нашли свое объяснение структура, толщина, питание и движение льда. Большой вклад в накопление знаний о природе Антарктики внесли американские экспедиции 30—40-х гг., организованные Р. Бэрдом, а также французская экспедиция на Земле Адели в 1949-1951 гг. и норвежско-британско-шведская экспедиция на Земле Королевы Мод в 1949-1952 гг.
Несмотря на все предпринятые усилия, к середине XX века было изучено не более 2 % поверхности Антарктиды, которая, таким образом, продолжала оставаться огромным белым пятном Земли. В связи с этим, в 1956-1958 гг. в рамках Международного геофизического года были объединены усилия многих стран мира, направленные на комплексное всестороннее исследование природы шестого континента. Было основано порядка пятидесяти научных станций, целый ряд из которых расположился во внутренних районах Западной и Восточной Антарктиды. Основные научные результаты в ходе МГТ были получены участниками Советской, Американской и Австралийской антарктических экспедиций. Советская экспедиция организовала три станции в прибрежных районах: Мирный, Оазис и Лазарев, а также пять станций внутри материка: Пионерская, Восток-1, Комсомольская, Восток и Советская. Начиная с 1956 г. было
6 совершено много внутриконтинентальных походов, из которых наиболее интересный материал принесли походы Мирный-Пионерская-Восток, Мирный-Советская-Полюс относительной недоступности, Восток-Южный" полюс, соответственно, во 2-ю, 3-ю и 4-ю КАЭ [Атлас Антарктики, 1969; Котляков, 1961].
16 декабря 1957 г. санно-тракторный поход под началом А.Ф. Трешникова, стартовавший 8 октября из обсерватории Мирный и состоявший из 9 машин, достиг южного геомагнитного полюса Земли в точке с координатами 78 28' ю.ш. и 106 48' в.д., где была основана новая станция, получившая название "Восток". Первый зимовочный состав станции включал 9 человек, а ее первым начальником стал В.Г. Аверьянов. На Востоке были развернуты постоянные комплексные метеорологические и аэрологические наблюдения, а позднее вертикальное зондирование ионосферы, геомагнитные измерения, наблюдение за полярными сияниями, измерение содержания озона и спектральной прозрачности атмосферы, наблюдения за космическими лучами и медицинские исследования [Саватюгин, Преображенская, 1999; Трешников, 1973].
В 1970 г. гляцио-буровым отрядом во главе с Н.И. Барковым было положено начало регулярным снегомерным наблюдениям, а также начат проект по глубокому бурению льда. Координатором этих работ стал Арктический и антарктический научно-исследовательский институт (ААНИИ), а основным исполнителем — Ленинградский горный институт. Бурение было остановлено в феврале 1998 г. на рекордной глубине 3622.8 м. Изучение полученной в результате буровых работ коллекции ледяного керна продолжается до сих пор в рамках Федеральной целевой программы "Мировой океан", подпрограмма "Изучение и исследование Антарктики". В ближайшие годы планируется продолжение бурения скважины с последующим проникновением в подледниковое озеро Восток.
Изотопный состав осадков и его связь с условиями их формирования
Рождение изотопной геохимии как науки, по-видимому, следует отнести к 1910 г., когда английским радиохимиком Ф. Содди был впервые предложен термин "изотопы" (isos — одинаковый, topos — место), хотя сама идея об изотопах (их называли тогда "мета-элементы") возникла еще в конце XIX в. Комментируя результаты работ шведов Д. Стремгольма и Т. Сведберга (которые на основании экспериментальных исследований химии радиоэлементов пришли к выводу о необходимости помещать в одну клетку периодической системы по несколько элементов), Содди предположил, что всякий элемент является смесью нескольких с различными атомными весами. Согласно Ф. Содди, изотопы - это такие разновидности атомов, которые, обладая равным положительным зарядом ядра, отличаются своим атомным весом. Первые измерения концентрации стабильных изотопов были проведены А. Демстером и Ф. Астоном на сконструированных ими масс-спектрометре (1918 г.) и масс-спектрографе (1919 г.). В 1929 и 1932 гг., т.е. спустя около 160 лет после открытия кислорода и водорода, были обнаружены тяжелые изотопы этих элементов. Эти исследования были проведены, соответственно, английскими учеными У.Ф. Джиоком и Г. Джонстоном [Giauque, Johnston, 1929] и группой американских ученых во главе с Г. Юри [Urey et al., 1932]. За открытие тяжелого водорода (D -дейтерий) Г. Юри в 1934 г. была присуждена Нобелевская премия. Сразу же после открытия изотопов этих двух элементов начались активные исследования образцов воды во всех природных средах, которые проводились во многих странах мира, в том числе и в России, где этим занимались Р.В. Тейс, Ф.И. Бродский, К.П. Флоренский и другие. Однако, с точки зрения сегодняшнего дня, основным недостатком работ того времени была малая точность измерений, т.к. они проводились в основном путем измерения различий плотности исследуемых образцов. Ситуация заметно улучшилась в 1940-е гг. после появления более совершенных масс-спектрометров А. Демпстера и А.О. Нира, что сделало возможным выявление более тонких различий изотопного состава образцов. Уже в 1934 г. в работе Жильфилана [Gilfillan, 1934] было впервые показано, что пресная вода беднее тяжелыми изотопами, чем морская, что послужило доказательством существования фракционирования изотопов в ходе глобального круговорота воды в природе. Эпштайн и Майеда (1953) обнаружили, что изотопный состав поверхностного слоя Мирового океана имеет практически однородный изотопный состав, за исключением тех его частей, которые напрямую перемешиваются с пресными речными водами. В том же году было продемонстрировано, что концентрации дейтерия и кислорода 18 в морской воде меняются строго параллельно [Friedman, 1953]. В дальнейшем, в известной работе Крейга (1961) была приведена зависимость между концентрацией дейтерия и кислорода 18, построенная по 400 образцам осадков, собранным в различных районах земного шара и получившая название "метеорная линия ", или "линия Крейга".
В конце сороковых годов XX в. Г. Юри, исследуя различия концентрации изотопов в карбонатах пресной и морской воды, отметил, что их изотопный состав незначительно меняется в зависимости от температуры воды во время осаждения карбоната. Этот факт натолкнул его на мысль о возможности использования изотопного состава как "геологического термометра". В 1953 г. датским исследователем Вилли Дансгором была впервые открыта связь между изотопным составом осадков и температурой конденсации [Dansgaard, 1953]. Впоследствии влияние температуры было подтверждено существованием широтного и высотного эффектов в пространственной изменчивости изотопного состава пресной воды [Dansgaard, 1954], а также сезонных вариаций состава осадков в высоких широтах [Epstein, 1956]. Эти открытия послужили фундаментом метода палеотемпературных реконструкций, основанного на анализе изотопного состава ископаемых образцов атмосферной влаги. Одновременно с этим, в конце 50-х — начале 60 х годов прошлого века стала накапливаться информация о процессах, которые могут осложнять зависимость между концентрацией тяжелых молекул в осадках и температурой: кинетическом эффекте при испарении влаги [Craig et al., 1956], а также молекулярном обмене между жидкостью и водяным паром [Friedman et al., 1962]. Наряду с теоретическими изысканиями предпринимались попытки применения накопленного опыта в практике гляциологических [Dansgaard et al., 1960; Gonfiantini et al., 1963; Lorius, 1961; Picciotto et al., 1960] и гидрологических [Facy et al., 1963] исследований. Осознание важности изучения распространения стабильных изотопов воды в природе привело к началу глобального мониторинга концентрации тяжелых изотопов в осадках, организованного МАГАТЭ совместно с ВМО в 1961 г.
Наконец, в 1964 году вышла классическая работа Вилли Дансгора под названием "Стабильные изотопы в осадках" [Dansgaard, 1964], в которой был дан первый обзор всех имевшихся на то время знаний о распределении
Полевые работы
Описанные ниже полевые работы были выполнены при участии автора во время летних сезонов 44-й, 45-й и 47-й Российских антарктических экспедиций (1998/99, 1999/2000 и 2001/02 гг.).
Стратиграфические исследования в шурфах. Все снежные разрезы, обсуждаемые в настоящей работе, были датированы на основании результатов стратиграфических наблюдений с учетом вероятности пропуска годовых слоев в районе ст. Восток [Екайкин и др., 1998] по методике, разработанной сотрудником ААНИИ В.Я. Липенковым на основании стратиграфических исследований снежной толще в различных районах Антарктиды, выполненных им самим и рядом других известных гляциологов (среди прочих: [Котляков, 1961; Шумский, 1955; Alley, 1988; Koerner, 1971]). Полученные таким образом первичные датировки были затем скорректированы с использованием данных о глубине залегания реперных горизонтов, а именно:
Для уточнения датировки верхней части снежных разрезов шурфов st61, st73 и st30 были также привлечены результаты наблюдений (1970— 1999 гг.) за приростом снега на снегомерных рейках № 61, 73 и 30, расположенных приблизительно в 30 см от рабочих стенок соответствующих шурфов. Данные, использованные для датирования снежной толщи, представлены на рис. 10 и 11. Для коррекции датировок снежной толщи ниже слоя Тамборы, где реперные горизонты отсутствуют, были использованы значения вероятности пропуска годовых слоев, рассчитанные для каждого из шурфов для слоя между поверхностью снега и горизонтом Тамборы.
Рис. 11. Результаты изучения снежной толщи (границы слоев, изотопный состав (8D), общая бета-радиоактивность и электропроводность снега) в шурфах vk99 и st30. Горизонтальные линии представляют собой маркирующие горизонты 1955 и 1965 гг., определенные по залеганию соответствующих пиков бета-радиоактивности, и горизонт 1816 г., установленный по слою повышенной кислотности, содержащему продукты извержения вулкана Тамбора (по [Екайкин и др., 2003]).
Для реконструкции значений годовой аккумуляции снега по данным о толщине годовых слоев был использован сводный экспериментальный профиль плотности снежной толщи в районе станции Восток (рис. 12). Интервал 0-1 м профиля включает данные 17-ти шурфов и мини-шурфов, вскрытых в период 1980-1997 с целью изучения строения и плотности приповерхностной части снежной толщи. Интервал 1-3 м включает данные о плотности по 6-ти шурфам (vklO, vk22, st61, st73, vk99 и st30, измерения в четырех из них проведены автором), тогда как ниже 3 м имеются данные лишь из двух шурфов (vklO для интервала 3-10 м и vk99 для интервала 10-12 м).
Рис. 12. Сводный профиль плотности снежной толщи со станции Восток. Аппроксимирующая прямая линия получена методом наименьших квадратов (по [Екайкин и др., 2003]).
Отбор геохимических проб (изотопы, бета, электропроводность) из шурфов. Все образцы на изотопный анализ отбирались непрерывно с разрешением 2-10 см. Методика отбора и хранения изотопных проб снега основана на необходимости сохранения изотопного состава образца неизменным вплоть до момента лабораторного анализа. Поэтому сразу после извлечения проб из стенки шурфа они запаивались в полиэтиленовые пакеты, которые затем хранились в холодной лаборатории на станции Восток. Для транспортировки образцов из Востока в изотопную лабораторию LSCE использовались рефрижераторы с температурой порядка -15 —20 С. Для дальнейшего хранения образцы плавились, переливались в специальные герметичные контейнеры и замораживались вновь. Поскольку таяние происходило в закрытом объеме, то испарение образца и, следовательно, изменение его изотопного состава было несущественно. Непосредственно перед осуществлением анализа образцы плавились в этих же контейнерах, а затем проба воды вводилась в масс-спектрометр. Такая же методика применялась и для отбора проб поверхностного слоя снега в районе снегомерного полигона.
Пробы на бета-радиоактивность отбирались непрерывно с разрешением 5 см в интервалах 1,5-3 м каждого из шурфов с целью абсолютного датирования снежных разрезов (см. раздел ILL). Методика отбора и транспортировки образцов - такая же, как и для изотопного состава. Объем каждой пробы составлял не менее 200 мл.
Образцы на электропроводность снега отбирались непрерывно с разрешением 3 см в интервалах 9-11 м шурфов vk99 и st30. С целью предотвратить загрязнение проб, во время отбора исполнитель носил специальные стерильные перчатки. Образцы отбирались в специальные стерильные контейнеры, которые впервые открывались непосредственно в шурфе перед отбором пробы, немедленно закрывались, и открывались вновь лишь в лаборатории непосредственно перед измерением.
Профили изотопного состава, общей бета-радиоактивности и электропроводности снега, полученные по шурфам vk99 и st30, показаны на рис. 11. Подавляющее большинство образцов, данные по изотопному составу, бета-радиоактивности и электропроводности которых использованы в настоящей работе, были отобраны автором.
Отбор проб снежных осадков и переметенного снега. Для отбора проб снежных осадков и переметенного снега на расстоянии порядка 30 м с наветренной стороны от станции Восток были установлены две ловушки — одна на уровне земли для переметенного снега, другая на высоте около 1,5 м для сбора снежных осадков. После каждого снегопада ловушки проверялись и в случае обнаружения в них снега производился отбор пробы. Образцы собирались в специальные герметичные контейнеры, которые хранились в холодном помещении вплоть до их вывоза со станции. В дальнейшем, с этими образцами поступали так же, как и с изотопными пробами из шурфов.
Установка снегомерного полигона. В декабре 1998 г. к западу от старого полигона был установлен новый реечный полигон, на котором также раз в год проводятся измерения накопления и плотности снега. Размеры полигона и расположение реек на нем идентичны таковым старого полигона, причем профили ЗВ двух полигонов составляют единый профиль длиной 2 км. Единственное различие обоих сооружений заключаются в том, что рейки старого полигона сделаны из металла, а нового — из бамбука. В настоящей работе данные о накоплении снега, полученные на новом полигоне, не используются, так как сперва необходимо решить ряд методических проблем, связанных с сопоставимостью данных обоих полигонов.
Метеорологические условия осадкообразования
В 1977 г. в своей классической работе "Ледяные керны и изменения климата" английский ученый Г. Робин впервые предположил, что температура конденсации в Антарктиде в пределах удовлетворительной для большинства исследований погрешности (± 2С) совпадает с температурой Tt в слое изотермии над приземной инверсией, т.е., температурой самого теплого слоя атмосферы в этом районе [Robin, 1977] (рис. 14). Основанием для этого послужил тот факт, что именно в этом слое содержится наибольшее количество водяного пара, который при радиационном выхолаживании воздуха становится перенасыщенным по отношению ко льду и начинает конденсироваться (см. обзор в разделе 1.1.). Благодаря общепризнанному научному авторитету Робина, это допущение широко вошло, в частности, в практику изотопных исследований [Jouzel et al., 1997; Jouzel, Merlivat, 1984; Petit et al., 1999 и т.д.] и за последние 25 лет не подвергалось существенному пересмотру. Несмотря на очевидную логичность этого предположения, оно нуждается в дополнительной экспериментальной проверке, поскольку, как показано выше, в центральной Антарктиде осадки представлены как минимум двумя типами (осадки из облаков нижнего и среднего ярусов, и из ясного неба), и уровни конденсации обоих типов (а, стало быть, и условия, при которых происходит конденсация) могут существенно различаться.
Кроме того, предположение Робина, очевидно, не должно выполняться для прибрежных районов Антарктиды, где слой инверсии относительно маломощный, а уровень конденсации значительно приподнят над Рис. 14. Средний многолетний (1964-1991 гг.) вертикальный профиль температуры в районе станции Восток по данным аэрологических наблюдений (I) и средний многолетний профиль температуры в дни с осадками (II). Точками А и Б обозначены высота и температура нижней границы среднего и нижнего ярусов облачности. Цифры 1—6 соответствуют средним многолетним значениям температур: 1 — на нижней границе приземной инверсии; 2 - приземного (на высоте 2 м) воздуха; 3 - на нижней границе облаков среднего яруса; 4 - на верхней границе приземной инверсии; 5 — на нижней границе облаков нижнего яруса. Также на рисунке показано среднее положение изобарических поверхностей 500 и 600 мб. В связи с этим, была предпринята попытка сопоставить уровень конденсации в районе станции Восток с уровнями изобарических поверхностей, а также верхней границей слоя приземной инверсии, используя созданный нами банк аэрологических данных. Прежде всего, следует отметить, что в случае осадков из ясного неба, следует скорее говорить не об уровне, а о слое конденсации, который, по-видимому, как указано в разделе 1.1., совпадает с квази-изотермическим слоем- вблизи верхней границы приземной инверсии (рис. 14). В качестве наилучшей оценки температуры конденсации для ледяных игл в этом случае является Th в согласии с предположением Робина. В качестве уровня конденсации осадков из облаков в первом приближении была взята высота нижней границы облаков, доступная из аэрологических данных. Результаты сопоставления годового хода высоты нижней границы нижнего и среднего ярусов облаков (и температуры на ней) с высотой и температурой верхней границы слоя инверсии представлены в таблице 5 и на рис. 15. Анализ рис. 15 приводит к выводу о том, что высота нижней границы нижней облачности (4100 м) в пределах погрешности наших знаний о ней совпадает с высотой верхней границы слоя инверсии (4060 м по дням с облачностью и 4080 м по средним многолетним данным). При этом, температура на нижней границе облачности оказывается систематически ниже (в среднем на 2,1 С) 7} в дни с осадками, но на 2 С выше, чем среднее многолетнее значение Tt. Это свидетельствует о том, что при наличии нижней облачности температура в самом теплом слое атмосферы выше своего среднего годового значения на 4 С, что, по-видимому, в первую очередь связано с адвекцией тепла. В целом, отметим, что в пределах погрешности представленных в табл. 4 величин температура конденсации осадков, выпадающих из нижних облаков, совпадает с температурой на верхней границе слоя инверсии (что подтверждает предположение Робина), причем различие между этими двумя параметрами летом меньше, чем зимой. г -25 и средней облачности и температуры на ней (сплошные линии) с высотой и температурой верхней границы приземной инверсии в дни с облачностью (пунктирные линии). Тонкими пунктирными линиями обозначены средние многолетние значения высоты верхней границы инверсии и температуры на ней. Данные, по которым построены графики, представлены в табл. 5. Что касается средней облачности, то высота ее нижней границы существенно (более чем на 1 км) превышает верхний предел приземной инверсии и располагается на уровне порядка 5200 м, не обнаруживая (как и в случае с нижней облачностью) четко выраженного годового хода. Температура на нижней границе средних облаков более чем на 6 С ниже, чем на верхней границе инверсии в дни с облаками и на 4 С ниже среднего годового значения Г,. Характерно, что в дни, когда наблюдались облака среднего яруса, 7} лишь на 2,5 С выше своего среднего годового значения. Указанная разница может объясняться как меньшим радиационным выхолаживанием воздуха за счет отепляющего влияния облачности, так и тем фактом, что средние облака часто наблюдаются вместе с облаками нижнего яруса. Следует отметить, что различие температуры конденсации в облаках среднего яруса и 7) в реальности может быть еще больше, если учесть, что осадки формируются во всем слое облачности, а не только на ее нижней границе. Точки, соответствующие высоте и температуре облаков среднего и нижнего ярусов, показаны на рис. 14 (соответственно, А и Б).
В среднем, согласно метеорологическим данным, повторяемость осадков из облаков среднего и нижнего яруса примерно одинакова. Однако, учитывая экспоненциальную зависимость влагосодержания воздуха от температуры [Динамическая метеорология, 1976], можно предположить, что средняя взвешенная температура конденсации осадков, выпадающих из облаков, тяготеет ближе к температуре на нижней границе облаков нижнего яруса (т.е., между точками 3 и 5 на рис. 14, но ближе к последней).
В целом, согласно рис. 14, возможный диапазон температуры конденсации осадков в районе станции Восток ограничивается значениями приблизительно от -42 до -35 С. Учитывая преобладание ледяных игл над осадками из облаков в общей массе осадков (рис. 13), наиболее вероятное значение температуры конденсации составляет -39±2С, что соответствует температуре в слое изотермии над приземной инверсией и, таким образом, подтверждает предположение Робина изложенное в начале данной главы.
Кривой II на рис. 14 показан средний профиль температуры во время выпадения осадков из облаков. Как и следовало ожидать (см. обзор в разделе 1.1.), температура во время выпадения осадков на всех уровнях выше своих средних годовых значений. Однако, эта разница не постоянна по высоте: от 6 С у поверхности ледника она уменьшается до своего минимума в 1,5 С на верхней границе слоя инверсии, вновь увеличиваясь в свободной атмосфере приблизительно до 3 С. Это свидетельствует о существенном ослаблении интенсивности приземной инверсии, обусловленном отепляющим воздействием облаков, которые препятствуют радиационному выхолаживанию поверхности.
Интересно отметить, что профиль II на рис. 14 не проходит через точку Б. Это неудивительно, учитывая, что далеко не все осадки из облаков выпадают из облаков нижнего яруса. Более того, согласно данным метеорологических наблюдений, порядка 2/3 всех осадков "из облаков" наблюдались при отсутствии облаков нижнего или среднего ярусов. По-видимому, во многих (или даже в большинстве) этих случаях наблюдатель ошибочно принимал ледяные иглы за обычные осадки. Этот пример лишний раз подчеркивает сложность наблюдений за осадками в центральной Антарктиде (упомянутую в разделах 1.1. и ИЛ.) и заставляет с большой осторожностью относиться к данным о количестве осадков и их повторяемости.
В заключение этого раздела нами были построены ряды средних годовых значений метеоэлементов на различных уровнях атмосферы, взвешенных по количеству осадков. Каждое значение ряда рассчитано по формуле Mw=— , где Mw - среднее взвешенное значение данного
Пространственная изменчивость изотопного состава и скорости накопления снега
Как отмечено в разделе 1.3., ветровое перераспределение снега может являться причиной пространственных и временных колебаний изотопного состава снега. В данном разделе обсуждается пространственная р изменчивость изотопного состава снега на станции Восток и его возможное влияние на временную изменчивость 5 в отдельной точке. Как показано целым рядом исследований [Black and Budd, 1964, Gow and Rowland, 1965, Van der Veen and others, 1999, Whillans, 1975], квазипериодическая пространственная изменчивость аккумуляции снега с длиной волны от 2 до 40 км, наблюдаемая повсеместно на антарктическом ледниковом щите, обусловлена существованием на поверхности ледника і і крупных форм рельефа (дюн). Благодаря своим значительным размерам, эти дюны оказывают воздействие на скорость катабатического ветра в I I і инверсионном слое, поскольку последняя прямо пропорциональна углу і наклона поверхности. В свою очередь, это приводит к перераспределению недавно отложенных и вновь выпавших снежных осадков, так как г интенсивность ветрового (метелевого) переноса снега связана со скоростью ветра. Результатом наложения упомянутых выше снежных дюн на общий уклон поверхности ледникового щита является то, что максимумы накопления снега имеют место не на дне междюнных ложбин, а на их подветренных склонах, где наблюдается минимальный наклон поверхности. Вследствие этого, со временем дюны перемещаются вверх по склону ледникового покрова (т.е., навстречу общему направлению ветра). Эта миграция крупных снежных дюн является причиной неклиматических ф временных колебаний скорости снегонакопления в отдельной точке на склоне ледника, причем период этих колебаний связан с горизонтальными \ размерами дюн через скорость их миграции. Однако, описанный выше механизм действителен лишь для форм рельефа с горизонтальными размерами не менее 2 км, поскольку более мелкие неровности рельефа не могут воздействовать на скорость катабатического ветра [Whillans, 1975]. Также хорошо известны т.н. формы микрорельефа (например, заструги, сугробы, и т.д.) [Котляков, 1961], чьи горизонтальные размеры не 9 превышают нескольких десятков метров. Поскольку эти неровности поверхности имеют сравнительно большое отношение высоты к длине ) (порядка nxlO" - пхЮ", что на один-два порядка больше, чем у вышеупомянутых дюн), они играют роль снежных барьеров и, таким образом, оказывают влияние на перераспределение снежной аккумуляции. Снег преимущественно накапливается за барьерами и, в результате, формы микрорельефа движутся по ветру. Предполагается, что микрорельеф является основным источником шума в рядах снегонакопления, полученных в отдельно взятой точке. ф Спектральный анализ пространственных рядов снегонакопления на реечном полигоне станции Восток выявил 4 типа квазипериодических волн аккумуляции с типичными длинами от 50-60 м до порядка 1 км (волны I, II, IV и. VI, см. колонку 4 Таблицы 8). Следуя представленным выше рассуждениям, мы ассоциируем эти волны с соответствующими формами рельефа снежной поверхности. Таблица 8. Периоды колебаний, обнаруженные во временных и пространственных рядах изотопного состава и скорости накопления снега в районе станции Восток, а также типичные горизонтальные размеры форм рельефа снежной поверхности по результатам нивелирования. Эволюция во времени одного из типов этих волн (тип IV в Таблице 8) показана в качестве примера на рис. 19. Обращает внимание, что волны перемещаются в южном направлении, т.е., против ветра (см. розу ветров, вставленную в рис. 2). В настоящий момент не представляется возможным дать удовлетворительное объяснение механизма миграции этих волн, поскольку, с одной стороны, они слишком малы, чтобы оказывать влияние на катабатический ветер, а с другой, они не могут служить ветровыми барьерами вследствие слишком малого отношения высоты к длине (п х 10"4). На основании наблюдения миграции волн снегонакопления, как показано на рис. 19, возможно рассчитать скорость их горизонтального перемещения (например, для волны IV она составила около 12 м год"1) и, таким образом, оценить типичный период колебаний аккумуляции, связанных с этими волнами (для волны IV было получено значение, равное около 20 лет). Такие расчеты были выполнены для всех четырех волн аккумуляции, обнаруженных на полигоне. Затем эти рассчитанные периоды сравнивались с реальными периодами временных колебаний аккумуляции, наблюдаемыми методом спектрального анализа. Для волн I и II рассчитанные и наблюдаемые (см. колонку 2 в Таблице 8) периоды в точности совпали, тогда как для волн IV и VI ожидаемые периоды (-20 и 10 лет) не могут быть исследованы путем спектрального анализа вследствие недостаточной длины рядов. Периоды колебаний снегонакопления, обнаруженные во временных рядах из снежных шурфов представлены в колонке 3 Таблицы 8. Обращает внимание, что периоды колебаний аккумуляции в шурфах совпадают с колебаниями аккумуляции на вехах (для волн I и И), а также с рассчитанными колебаниями (для всех четырех волн). Таким образом, можно заключить, что периоды колебаний, равные 2.5, 5, 20 и порядка 102 лет, которые могут быть обнаружены в рядах снегонакопления в отдельно взятой точке (вехе, шурфе или ледяном керне) на станции Восток, по-видимому, связаны с миграцией волн снежной поверхности, нежели чем с изменением климатических условий.
