ВЛИЯНИЕ СУБЛИМАЦИИ СЕЗОННОГО СНЕЖНОГО ПОКРОВА

НАУЧНЫЙ ЖУРНАЛ
КРИОСФЕРА
Криосфера Земли,
2001,
т.
V,
с:?
3,
с.
ЗЕМЛИ
71-76
СВОИСТВА ЛЬДА И МЕРЗЛЫХ ПОРОД
ВЛИЯНИЕ СУБЛИМАЦИИ СЕЗОННОГО СНЕЖНОГО ПОКРОВА
НА ФОРМИРОВАНИЕ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА
ПОВТОРНО-ЖИЛЬНЫХ ЛЬДОВ
В. Н. Голубев, В. Н. Конищев, С. А. Сократов, П. Б. Гребенников
Московский государствен.н.ый университет, геогр. ф-т,
119899, Москва, Воробьевы горы, Россия
Изотоnный состав ледяных nород содержит информацию об изотоnном составе выnадавших твердых
осадков и изменениях его во время нахождения осадков в верхней части снежной толщи. В регионах
сурового климата изменения изотоnного состава снега связаны в основном с nроцессами сублимации и
массоnереноса,
интенсивность
которых
оnределяется термическим
и
ветровым
режимами
и
режимом
накоnления осадков. Особенности nроцесса сублимации снега и льда свидетельствуют о значительном
nовышении содержания тяжелых изотоnов на nоверхности сублимации. Вклад nроцесса сублимации в
изменение среднего содержания lBQ в снежном nокрове снижается nри увеличении толщины снежяого
nокрова со средним градиентом
3,3
%о на
100
мм осадков. Кроме того, изотоnный состав nовторно-жильных
льдов за счет фазовых nереходов (таяние и nоследующее замерзание) становится тяжелее изотоnного
состава снежного nокрова в среднем на
5 %о.
а по сравнению с составом выnадающих осадков
-
на
8- 1О %о·
На основе имеющихся сведений об изотоnном составе современных ростков nовторно-жильных лъдов, о
темnературном
режиме
и
толщине
снежного
nокрова
nредложены
коррелятивные
соотношения
между
темnературой и изотоnным составом снежного nокрова и ПЖЛ, учитывающие сублимацию снега.
Твердые осадки, сн.ежн.ый покров, сублимация, повторно-жильные льды, изотопный состав, кли­
матические условия
INFLUENCE OF
SUВLIMAТION
IN А SEASONAL SNOW COVER ON
OF AN ISOTOPIC CONTENT OF WEDGE ICE
V. N. Golubev, V. N. Konishchev, S.
А.
Sokratov,
Р. В.
FORМATION
Grebennikov
Moscow State University, Department of Geography, Moscow, 119899, Vorobjovy Gory, Russia
Isotopic content of ground ice holds information on the isotopic content variation of precipitation, transformed
during period of presence in the upper part of seasonal snow cover. Under cold climate conditions, the transformation
is mainly determined Ьу effects of evaporation from and mass-transfer in а snow cover. The intensity of the latter
processes depends оп thermal , wind, and precipitation regimes. The specifics of the snow/ice suЬiimation allows
expectation of а noticeaЬie increase of heavy isotopes content at а suЬiimating surface.
The isotopic content change in snow cover caused Ьу suЬiimation is snow-cover-depth-dependent. The gradient
of this change is 3.3 %о per 100 mm of precipitation . As а result of phase transitions, the isotopic content of wedge
ice differs from those in seasonal snow Ьу 5 %о in the average. Thus, the isotopic content difference between wedge
ice and fresh precipitation reaches 8- 1О %0 • Based on availaЬie data, the authors suggest correlative relationships
between the isotopic content of snow cover/wedge ice and environmental temperature. The relationships take into
account regional climate specifics and possiЬie intensity of suЬiimation processes in snow cover in corresponding
regions.
Solid precipitation, sпow cover, sиЫiтation, wedge ice, isotopic content, climate conditions
ВВЕДЕНИЕ
Сопоставление температуры воздуха с изо­
топным
составом
повторно-жильных
льдов
части снежной толщи их изотопный
состав
в
результате сублимации и массаобмена претерпе­
(ПЖЛ) базируется на предположении, что фор­
вает определенные изменения. Обычно субли­
мирование льдов этого типа происходит в основ­
мация снега не превышает
ном за счет твердых атмосферных осадков [Ро­
аккумуляции, однако в условиях континенталь­
мановскии,
ного климата ее вклад в баланс снежного покрова
1977 ],
изотопный состав которых в
1О
% [Дюнин,
%
от величины
целом отвечает модели релеевекой дистилляции.
может достигать
Однако во время нахождения осадков в верхней
деленном сочетании метеорологических показа-
С В. Н. Голубев, В. Н. Конищев, С. А. Сократов, П. Б. Гребенников,
25
1961 ].
При опре­
2001
71
В. Н. ГОЛУБЕВ И ДР.
т лей возможна и конденсация водяного пара, но
ва твердых осадков при фазовых переходах, со­
в целом в зимний период происходит сублима­
путствующих формированию ПЖЛ.
ция,
интенсивность
которой
в
зависимости
от
ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ
климатических условий может изменяться бо­
лее, чем в
раза, составляя, в среднем,
4
кг/ (м 2 • сут)
3 · I0- 1
[Арэ,
1972; Бадахов, 1977; Дюнин,
1961; Закржевскии, 1979; МатериШLы .. ., 1976;
Williams, 1959 ].
При рассмотрении процесса сублимации
(испарения) обычно используют адиабатическое
приближение, согласно которому у границы раз­
дела фаз температура влажного воздуха и льда
осредняющие
(воды)
большие массивы данных по температуре возду­
Козич,
ха и содержанию кислорода-18 и/или дейтерия в
среды и концентрации водяного пара происходят
Глобальные
зависимости,
осадках, в снежном покрове или в ПЖЛ [Кот­
ляков,
Гордиенко,
1982; Коняхин, 1989; Ва­
1992; Коняхин и др., 1996; Dansgaard,
сильчук,
1964],
используют обычно для выявления и ре­
конструкции общих тенденций климатических
изменений в
масштабе,
аналогичном тому,
в
котором были выведены эти зависимости. Однако
вызывает
сомнение
ния таких
правомерность
использова­
зависимостей для реконструкции
и
сравнения термических условий каких-либо кон­
должна быть одинаковой
[Воронец,
Основные изменения температуры
1984 ].
в узких зонах вблизи поверхности раздела фаз.
За пределами этих зон, толщина которых (h•)
определяется температурапроводностью среды и
коэффициентом диффузии водяного пара, пара­
метры
состояния
точек
отдельных
от генеральной
чиняться
для
или
групп
зависимости могут под­
определенным
рактерным
точек
закономерностям,
охватываемых
этими
ха­
точками
регионов, и могут быть вызваны существующими
на данной территории особенностями климати­
ческих
условий.
изотопного
В
частности,
состава
снежного
трансформация
покрова
и,
вследствие этого, изотопного состава ПЖЛ, мо­
жет быть обусловлена сублимацией снега, ре­
гиональные
вариации
которой
определяются
климатическими факторами, такими как ветро­
Интенсивность испарения воды или субли­
охарактеризовать уравнением Фика:
i = D grad
при
где
накопления
осадков.
Существенный
вклад в изменение первичного изотопного соста­
при
весеннем
таянии
С,
= t1C/ h = (Cs
- Са)/ h·,
(1)
коэффициент диффузии водяного пара
D -
=
cs -
са -
разность содержания
водяного пара у поверхности раздела
воздухе (С);
воздуха,
(С)
и в
толщина пограничного слоя
h" -
в пределах которого происходят основ­
ные изменения содержания водяного пара. Со­
держание водяного
пара в
воздухе
(С)
опре­
деляется температурой и относительной влаж­
ностью
(w) воздуха; содержание у поверхности
раздела (С) обычно принимают соответствую­
щим
насыщению при температуре
поверхности
(Т) сублимации (испарения).
Условия теплового взаимодействия на гра­
нице раздела фаз можно записать в следующем
виде [Кутателадзе, Боршанский, 1958 ]:
ва вносят также процессы фазовых переходов,
развивающихся
grad С
в воздухе, де
вой и термический режим, влажность воздуха,
режим
практически
мации снега в спокойной воздушной среде можно
аппроксимации осредняют все точки множества,
отклонения
считать
объеме среды.
кретных территорий. Дело в том, что глобальные
хотя
можно
постоянными, равными их средним значениям в
Та= Тв;
отложен­
-А.в(дТJ дz)
= ri- Ла (дТ) дz ),
(2)
ного снега и при последующем замерзании талой
где Тв и Та; Ав иЛа- соответственно температура
воды и формировании подземных льдов [Soиchez,
и теплопроводность воды (льда) и влажного воз­
J oиzel, 1984 ].
духа; д Т
а
Вместе с тем существующие глобальные за­
1дz
и дТ
в
1дz -
градиенты температуры
у границы раздела фаз, z -
координата, пер-
висимости между изотопным составом ПЖЛ и
пендикулярная поверхности раздела;
температурой воздуха, осредняя данные из ре­
та сублимации, i - интенсивность сублимации.
масштабы
трансформации
изотопного
тепло­
Изменение температуры поверхности опре­
гионов и морского и континентального климата,
фактически базируются на предположении, что
r-
деляется уравнением
состава
Та- Ts
твердых осадков одинаковы на всей территории,
= r(/3/a)
(es- еа)
(3)
охватываемой предлагаемой корреляцией. Спра­
при а/{З =Раса Ra Та,
ведливость этого положения по крайней мере
где Ts- температура поверхности сублимации,
сомнительна, в связи с чем представляется необ­
Та
ходимым
климатических
лении от нее, r - теплота сублимации, es и еа­
условий региона на изменения изотопного соста-
давление насыщенного водяного пара у поверх-
72
исследовать
влияние
-
температура воздуха на
пекотором уда­
ВЛИЯНИЕ СУБЛИМАЦИИ СЕЗОННОГО СНЕ)КНОГО ПОКРОВА
ности сублимации и в воздухе соответственно,
f3 -
коэффициент массоотдачи, а
коэффи­
-
циент теплоотдачи, са- теплоемкость влажного
воздуха,
Ra-
ду ха, р а -
газовая постоянная влажного воз­
плотность влажного воздуха, опреде-
ляе мая уравнением [Краткий ... ,
= p 0 T 0PofT (Р-
Ра
Здесь Р -
).
(4)
барометрическое давление, еа
температуре Т0 =
дав­
-
0
- плотность воздуха при
273,2
К и нормальном давле­
ле ние водяного пара, р
нии Р0 • При перепаде относительной влажности
20-60 %
воздуха в по граничном слое воздуха- на
температура
поверхности
понижаться на
0,2-4
воды или льда может
ос,
что ведет к возра­
станию плотности воздуха на
2-3 %
и пони­
жению содержания водяного пара у поверхности
на
2-15 %, вследствие
чего градиент влажности
в пограничном слое уменьшается. При этом воз­
ду х большей плотности занимает нижнюю часть
пограничного слоя, т. е. такие изменения влаж­
ности не вызывают нарушения устойчивой стра­
( 1)
для
оценки интенсивности сублимации снега в спо­
койной воздушной среде представляется вполне
корректным.
Для
оценки
снежного
интенсивности
покрова
А. К. Дюнин
в
сублимации
природных
условиях
[1961] предложил модифицирован­
ное уравнение Фика:
ности испарения и до высоты
отсутствии
(5)
безразмерный коэффициент, учитыва­
-
ющий затраты тепла на сублимацию;
мерный ветровой коэффициент,
f-
безраз­
зависящий от
чисел Рейнольдса и Шмидта, остальные обозна­
чения
-
те же, что и в
(1).
При использова·нии уравнений
для оценки
Ts, Cs
сублимации
и
ветра
значения
2
м, мбар. При
интенсивности
5),
(6)
и
ис­
(1-
практически совnадают.
Исследования сублимации снега и льда в
контролируе.мых условиях nоказали, что интен­
сивность сублимации быстро уменьшается в пер­
вые 50-70 часов, асимnтотически nриближаясь
к величине, несколько отличающейся от оnреде­
ляемой
термодинамическими
условиями
испа­
рения . При повышении темnературы воздуха ин­
тенсивность испарения возрастает в соответствии
с эксnоненциальной зависимостью концентрации
насыщенного водяного пара от темnературы. На
начальном
этапе
может
nроисходить
конденса­
ция водяного пара на холодной nоверхности сне­
га,
однако затем этот эффект перекрывается
возрастанием интенсивности сублимации [Голу­
бев, Сократов,
1991 ].
Постеnенное nонижение интенсивности суб­
лимации в первые десятки-сотни часов можно
объяснить накоnлением на nоверхности сублима­
ции содержащихся в снеге и льду химических и
механических nримесей. Следует отметить весь­
ма сильное влияние nримесей на процесс суб­
лимации, однако эффект постепенного снижения
интенсивности сублимации зафиксирован также
nри сублимации льда, п риготавленного из дис­
тиллированной воды, что nозволяет рассматри­
i = D ~ · fi1C/ h,
где ~
скорость
изменение
упругости водяного пара в интервале от поверх­
тификации воздуха над поверхностью сублима­
ции и использование уравнения Фика
-
парения, оnределяемые уравнениями
1954 ]:
0,378еа
где E i испарение, мм/час; U100
ветра на высоте 1 м, м/ с; en - е200 -
h•
(1-4)
и
(5)
и расчета интенсивности
(испарения)
возникают
затруд­
н е ния, связанные со сложным характером изме­
вать это явление в связи с возможностью на коn­
ления на nоверхности сублимации молекул, со­
держащих тяжелые изотопы кислорода и водорода.
В
около
изотоnно
нормальной
2 ·1Q-3 молекул,
воде содержится
содержащих 18 0, и 3 ·10-"
молекул, содержащих 2 Н [Ферронский, Поляков,
1983 ].
Изотоnно тяжелые разновидности воды
имеют более высокую темnературу nлавления и
испарения и характеризуются nоиижеиным дав­
лением насыщенного пара по сравнению с Н / 6 0,
что обусловлено увеличением энергии разрыва
нения содержания водяного пара в пограничном
водородных связей на величину nорядка
слое воздуха и множественностью факторов, ока­
на моль связей nри замещении водорода дей­
зывающих влияние на теплообмен между основ­
терием и, в меньшей стеnени, nри замещении 160
ным объемом
поверхностью
на 180. Изменение темnературы фазового пере­
сублимации и воздухом. Поэтому при балансо­
хода и уnругости насыщенного пара nредполага­
вых
расчетах
первичной
часто
фазы,
используют
зависимости [Лебедева,
1976 ],
эмпирические
связывающие ин­
тенсивность испарения воды и сублимации снега
и льда со скоростью ветра и влажностью воздуха:
Е=
Е
(0,0093 + 0,0033 . u lOO) (en -
= (0,0096 + 0,0036 ·
Е=
е200),
е200),
активное
п рисаединение
тяжелых
их, т . е. фракционирование молекул воды по
массе в процессе сублимации. При этом должно
происходить обогащение испаряющегося вещест­
изотопно тяжелыми
молекулами.
циент фракционирования
(6)
изотоn но
кДж
молекул к более структурированной фазе nри
конденсации и менее интенсивную сублимацию
ва
U 100 ) (en - е200 ),
(0,0075 + 0,0041 . u lOO) (en -
ет
0,5
в
Коэффи­
уравнении
Релея,
оnределяемый через отношение упругости пара
73
В. Н. ГОЛУБЕВ И ДР.
обычной воды к упругости пара изотопных раз­
новидностей
воды,
возрастает
температуры и при
230
при
поиижении
К достигает
1,019
для
1,24 для дейтериевой
1,023 для тяжелокислородного льда и 1,26
содержит информацию об изотопном составе и
соответственно температуре формирования твер­
дых осадков. Косвенным подтверждением преи­
тяж лакиелородной воды и
мущественно атмосферного питания ПЖЛ могут
воды и
служить
для дейтериевого льда [Рабинович,
предложенные
Накопление молекул, содержащих тяжелые
ношением между интенсивностью сублимации
льда и интенсивностью самодиффузии этих мо­
лекул в объем льда. Процессы такого рода описы­
ваются дифференциальными уравнениями вто­
рого порядка, включающими в себя коэффи­
циент самодиффузии молекул во льду. Значения
коэффициента самодиффузии при температуре
-5-7- -30 ос имеют порядок 10- 11 см 2 ·с- 1 , а ин­
тенсивность сублимации при такой температуре
и скорости ветра 0-10 м·с- 1 должна составлять,
согласно уравнениям (1-6), 10- 8-10- 6 г·см - 2 ·с- 1 ,
что предполагает накопление тяжелоизотопных
молекул на поверхности снега/ льда и уменьше­
ние интенсивности сублимации до значения,
при
данных
термодинамических
условиях для тяжелоизотопного льда. При этом
основная масса снега/ льда обогащается тяже­
лоизотопными молекулами за счет их диффузии
из наиболее обогащенного поверхностного слоя.
Проведеиные нами исследования сублимации
снега в лабораторных условиях показали, что
при интенсивности сублимации порядка 3 · 1О- 7
г·см- 2 с- 1 содержание 18 0 и 2 Н в поверхностном
слое увеличивается соответственно в 2-3 раза,
а при интенсивности сублимации в два раза
меньшей- лишь в 1,5-2 раза.
ИЗМЕНЕНИЯ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА
В РЕЗУЛЬТАТЕ СУБЛИМАЦИИ
СЕЗОННОГО СНЕЖНОГО ПОКРОВА
В. Данегор
шение
[1964]
между
составом
Васильчуком
д18Qпжл
и д 18 0пжл
где
Тя
-
= 0,667Тя
= Тз ±
± 2
2 при Тя
средняя температура
= 1,5Тз ,
января,
(9)
Тз
-
средняя температура зимнего периода.
(9),
Согласно уравнению (8) и соотношениям
различие между содержанием . ~~u в ПЖЛ и
осадках сохраняется практически постоянным в
широком диапазоне температуры Тз, что указы­
вает на существенную трансформацию первич­
ного
изотопного
состава
твердых
осадков
в
ре­
зультате сопутствующих фазовых преобразова­
ний (утяжеление на 10-15 %о>.
Сопоставление
сведений,
приведеиных
М.А. Коняхиным и др. [1996 ], о содержании 180
в
снежном
покрове
и
в
элементарных
жилках
ПЖЛ показывает достаточно тесную связь меж­
ду д1ВQ в ПЖЛ и снеге (рис . 1):
д18Qпжл
Утяжеление
3
= 1,025д18Qск + 3.
изотопного
состава
(10)
ПЖЛ
на
%о по сравнению со средним изотопным соста­
вом
снежного
покрова,
очевидно,
можно
рас­
сматривать как результат фракционирования в
процессе таяния и последующего замерзания та­
лой воды . Среднее квадратичное отклонение дан­
ных от зависимости (10) составляет 2,3
0 , а
амплитуда отклонений достигает 7 0 , что свиде­
%
%
тельствует о сильном влиянии местных условий
на изменение изотопного состава снега в резуль­
тате фазовых преобразований.
вывел известное соотно­
изотопным
К.
температуры для севера Евразии:
изотопы, на поверхности льда определяется соот­
равновесного
Ю.
[1992] зависимости изотопного состава ПЖЛ от
1968 ].
осадков
8180пжл. %о
д 18 0ос в Северной Атлантике и средней годовой
температурой
Tr
в районах их отбора:
д18Qос
= 0,695Tr- 13,6.
Аналогичные,
(7)
хотя и несколько отличаю­
щиеся соотношения предложены для Земли в
целом, для Северного и Южного полушарий и
для крупных провинций. Так, для снежного пок­
рова Северной Евразии М. А. Коняхин [1990]
предложил следующую зависимость д 18 0ск от
средней зимней температуры:
д18Qск = 0,71ТзФормирование
(8)
10,48.
подземных
льдов,
в
том
числе ПЖЛ, связано с п рацеесами таяния сезон­
наго
снежного
покрова
и
последующего
замер­
зания талой воды в толще подстилающего мерз­
лого грунта. Поэтому изотопный состав ПЖЛ
74
Рис. 1. Соотношение между d 18 0пжл и d 18 0 сн
corлас но данным и их аппроксимация линейной
зависимостью [Коняхин и др.,
1996].
ВЛИЯНИЕ СУБЛИМАЦИИ СЕЗОННОГО СНЕ)КНОГО ПОКРОВА
Анализируя причины значительного откло­
лее высоким, несмотря на понижение температу­
нения отдельных данных от аппроксимирующего
ры
выражения, В. Данегор
ности сублимации.
[1964]
венное влияние процесса
отметил сущест­
и
соответствующее
Разнообразие
испарения на изотоп­
уменьшение
климатических
интенсив­
условий
на
ный состав выпадающих осадков и, вследствие
территории
:этого,
числе количеств.а и режима выпадения твердых
зависимость
последнего
от
количества
осадков. В тропической зоне увеличение суммы
осадков на
1,6-2,2 %0 ,
лодного
мм ведет к снижению о 18 0 на
однако в районах умеренного и хо­
100
климата
эта
зависимость,
по
мнению
В. Дансгора, может практически не проявляться
вследствие малой интенсивности испарения.
его толщине и средней температуре формиро­
ограничены.
Тем
не
менее,
на
основе данных , приведеиных в [Коняхин и др.,
1996 ],
вать
представляется возможным охарактеризо­
зависимость
среднего
содержания
в
18 0
снежном покров е от его толщины Неи (см):
о 180сн = - 0,095Нсн
- 16,8
2и
воздуха,
Поэтому при
для установления соотношений между изотоп­
ным составом ПЖЛ и средней зимней (январ­
ской)
температурой,
среднего
снега, предполагает общее уменьшение доли ис­
утяжеление
его
среднего
изотопного
меньшее
состава
результате сублимации. При увеличении суммы
100 мм и при средней плот­
ности снега 250 кг· м- 3 изотопный состав снежной
толщи должен быть легче на 3,3 0 , что в полто­
ра-два раза превышает значения -1,6 7 -2,2 0 ,
%
полученные
районов
В.
Данегором
для
%
состава
зави­
снежного
( 11) как один из основ­
3, где показана зави­
В ПЖЛ ОТ СреднеЙ ЗИМНеЙ темпера­
0 180
на
от
две
основные
средней
все данные
группы
многолетней
в
за­
толщины
снежного покрова в период максимума снегона­
копления
в
зим них осадков на
рассматривали
туры и толщины снежного покрова,
висимости
· соответственно
мы
изотопного
покрова от его толщины
симость
возра­
в
1992; Ко­
няхин и др., 1996; Деревягин и др., 1999 ], часть
из которых была использована [ВасильчуiС, 1992]
количество выпадающего (или переотложенного)
и
анализе опубликованных
последнее время данных [ВасильчуiС,
подразделены
снега
значитель­
испарившегася снега. Разным соответственно бу­
дет и вклад процесса сублимации в изменение
стание толщины снежного покрова, т. е. большее
парившегося
предполагает
ных факторов. На рис.
при средней зимней температуре
Согласно рис.
том
ные вариации интенсивности сублимации и доли
симость
(11)
-19 о с.
соотношению (11),
в
изотоп н ого состава снежной толщи и ПЖЛ.
составе снежного покрова в регионах Евразии,
весьма
криолитозоны,
осадков, ветрового режима, средней влажности и
температуры
Репрезентативные сведения об изотопном
вания
Евразийской
-
На рис.
больше и меньше
3
50
см.
приведены соотношения между
температурой и содержанием 180 в осадках Се­
верной Атлантики, в снежном покрове севера
Евразии, а также в зимних осадках на метео­
станции Черский. Последнее соотношение, пост-
тропических
[Dansgaard, 1964 ]. Более сильную за­
висимость изотопного состава снега от количест­
ва твердых осадков можно объяснить существен­
ным
увеличением
продолжительности
сублимации снежного покрова по сравнению со
временем
чем
испарения жидких осадков,
итоговое
утяжеление
- 14
процесса
в связи с
изотопного
состава
снега в результате сублимации оказывается бо18о , %о
- 18
-22
-26
- 15
- 17
- 30
- 19
8 18 0
- 21
16,8
Рис.
3.
•
L-----~------,---------~~-.------.
о
20
40
60
80 Нсн • СМ
Рис.
2.
Зависимость содержания О 18 0сн от тол­
щины снежного покрова и ее аппроксимация.
1 -
- 15
- 20
Зависимость о 18 0nжл от средней зимней
температуры
- 23
- 25
= - 0 , 095Нсн -
- 25
<50
см,
Т3 • Толщина снежного покрова:
2 - 50 см, 3 - >50 см; 5 - для
всех точек без учета толщины снежного покро­
ва. Для сравнения приведены соотношения меж­
ду o 18Q И ТеМПературОЙ: 4 на метеостанции Черский, 6
рове севера Евразии,
7 -
-
В ЗИМНИХ ОСаДКаХ
в снежном пок­
в осадках Северной
Атлантики.
15
В.Н. ГОЛУБЕВ И ДР.
роеиное по данным из
можно
1996 ],
Влияние сублимации на изотопный состав
выраже­
повторно-жильных льдов выявляется и при палео­
[Коняхин и др.,
охарактеризовать
следующим
нием:
где Тм -
(12)
+ 9,0,
о Qск = 1,25Тм
18
лены
средняя месячная температура.
ного члена:
о lВQПЖЛ = 1,15Тз
+ 0,7
при Нсн
>50 СМ,
(13)
оlВQПЖЛ = 1,23Тз
+ 6,0
при Нсн
<50 СМ.
(14)
18
0
и
(13)
и рис.
(14)
содержание
3,
в ПЖЛ, образовавшихся из снежного покрова
толщиной менее 50 см, на 3-4 %о выше, чем из
снежного покрова толщиной 60-90 см. Разли­
чие значений о 18 0 возрастает от 2,9 до 4,5 %о при
повышении Тз в интервале -10 + -30 ас, свойст­
венном для территории севера Евразии. Содер­
жание 180 в выделенных группах ПЖЛ в среднем
на
и на
3,5
%о выше, чем в выпадающих
7,5
осадках.
Граница между основными группами дан­
ных характеризует зависимость о 18 0 от темпера­
туры
в
ростках
ПЖЛ,
формирующихся
толщине снежного покрова около
olBQ 50 =
1,25Тз
Исходя из уравнений
(11)
и
при
см:
50
+ 4,0.
(15)
(15),
можно
предложить обобщенную зависимость о 18 0пжл от
средней
зимней температуры
снежного
покрова
(Не)
в
(Т3 )
и
период
сиикриогенными
мощными
Соотношения между изотопным составом
ПЖЛ и средней зимней температурой в каждой
группе несколько отличаются по величине коэф­
фициента пропорциональности и дополнитель­
Согласно
географическом анализе отложений ледового
комплекса. На севере Азии последние представ­
толщины
с
преиму­
гочисленные определения изотопно-кислородно­
го состава разными авторами позволили реконст­
руировать средние зимние температуры воздуха
во время их накопления. В сартаискую эпоху Тз
должны были составлять -27 + -32 ас [Василь­
чук,
1992;
Коняхин и др.,
1996 ],
а рассчитанные
на этой основе среднегодовые температуры мерз­
лых грунтов (Т) составляли
-9 + -21
ас.
Метод определения среднегодовых темпера­
тур криолитогенных отложений на основе рас­
пределения
по
гранулометрическому
спектру
пределов криогенной устойчивости основных по­
родообразующих
минералов
[Конищев,
1997,
позволяет охарактеризовать условия фор­
1999]
мирования отложений, вмещающих мощные ле­
дяные жилы. Были определены палеетемперату­
ры Тг по ряду разрезов ледового комплекса сар­
танского возраста: обнажениеМус-Хая (глубина
14 м), р. Яна, Тг= -22 ас, обнажение Воронцов­
екий Яр (глубина 12 м), р. Индигирка, Тг = -26 аС;
обнажение Ойягосский Яр (глубина 5-1 О м), по­
бережье Восточно-Сибирскоrо моря, Тг = -22 + -27;
обнажение Мыс Чукочий (глубина 3-10 м), по­
бережье Восточно-Сибирского моря, Тг = -21 ас.
Это на 5-6 ас ниже значений палеотемперату­
ры,
полученных
по изотопно-кислородному ме­
тоду.
максимума
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
оlВQпжл = - 0,1Нсн
Согласно уравнению
+
1,25Тз
(16),
+ 9.
(16)
содержание 18
0
в
ПЖЛ должно уменьшаться на 1, 25 %о при по­
нижении Тз на 1 ас и на 1 %о при увеличении
толщины снежного покрова на 1О см. Используя
корреляцию между
средней зимней и средней
январской температурами Тя =
1,5Т3 ,
уравнение
можно переписать для средней январской
температуры как:
Расхождения в реконструируемых разными
методами значениях палеетемпературы объясня­
ется
+ 0,83Тя + б.
(17)
тем,
что
при
интерпретации
изотопно-кислородному
не
учитывается
составу
утяжеление
снежного покрова
-
данных
жильного
изотопного
по
льда
состава
основного источника роста
жильных льдов. Обогащени е снега в процессе
сублимации тяжелыми изотопами кислорода и
водорода ведет к утяжелению и изотопного сос­
тава
о 18 0nжл = - О, 1Нсн
Таблица
толщами
льдами
щественно каргинско-сартанского возраста. Мно­
снегонакопления:
(16)
мерзлыми
повторно-жильными
жильных
льдов,
матических условиях,
разного
и,
в
разных
в силу этого,
кли­
к выводу
Показатеян климатических условий в пунктах побережья Северного Ледовитого
1.
и Тихого океанов и в континентальной части Евразии
Пункт
Амдерма
Усть-Порт
Тикси
Анадырь
Вилюйск
76
тз
тя
-10
-19
-21
-15
-23
-15
-28
-33
- 21
-37
Твердые
осадки, мм
300
200
150
400
70
Устойчивый
Кол - во часов
Относительная
Средняя
Суммарная
зимний
выnадения
влажность
скорость
сублимация
nокров, дни
твердых осадков
ветра, м/с
(мм)/относ. доля
220
250
250
220
220
1250
1600
1200
1225
1400
воздуха зимой,
80
85
80
80
70
%
7
6
5,7
7
3
54/0,18
23,5/0,13
21,5/0,145
38/0,10
21/0,30
ВЛИЯНИЕ СУБЛИМАЦИИ СЕЗОННОГО СНЕ)JШОГО ПОКРОВА
о более "высокой" по сравнению с реальной
температурой воздуха. Поэтому при интерпре­
тации изотопно-кислородных данных по жильно­
му льду необходимо вводить поправку на суб­
лимацию
снега,
во
всех
случаях
понижающую
сов теnлообмена в мерзлых горных породах. М., Наука,
с.
Бадахов Х.И. К вопросу об интенсивности испарения льда и
снега 11 Тр. ВГИ. М., Гидрометиздат, 1977, вып. 37, с. 33-
39.
Васильчук Ю.К.
Изотопно - кислородный состав nодземных
реконструируемую темп ературу. Соотношения,
льдов
используемые для реконструкции палеотемпера­
РИО Мособлуnрполиграфиздата,
туры,
должны
снежного
учитывать
покрова,
но
и
не
только
другие
толщину
климатические
показатели, оказывающие непосредственное влия­
ние на сублимацию снега/ льда.
К таким показателям, согласно
( 1-6), отно­
1972,
160-167.
264
(опыт nалеогеокриологических
реконструкций).
т.
1992,
1, 420
М. ,
с.; т.
2,
с.
Воронец Д., Козич Д. Влажный воздух, термодинамические
свойства и nрименение. М . , Энергоатомиздат,
1984, 135
с.
Голубев В.Н., Сократов С . А. Исnарение снега в изотерми­
ческих условиях 11 Матер. гляциол. исслед., 1991, вьш . 71,
с.
27-32.
влажность
Деревягин А.Ю., Чижов А.Б., Брезгунов В.С. и др. Изотоп­
воздуха, средняя скорость ветра, а также количе­
ный состав повторно-жильных льдов мыса Саблера (оз. Тай­
мыр)// Криосфера Земли, 1999, т. III, N~ 3, с. 41-49.
сятся
ство
т.
температура
и
е.
и
относительная
продолжительность
цикланальная
значения
выпадения
активность,
климатических
венно изменяются. В табл.
осадков,
когда
средние
показателей
1 приведены
сущест­
значения
Дюнин А.К. Испарение снега. Новосибирск, Наука,
1961,
с.
118
Закржевский П.И. Исnарение с поверхности снега
11 Водное
хозяйство и гидротехническое строительство . Минск,
ВЫП.
расположенных на европейском, западно-сибир­
ском и восточно-сибирском участках побережья
Северного Ледовитого океана, а также на побе­
Канищев В.Н. Криолитологический метод оценки палеотем­
режье Берингова моря и в континентальной час­
ти Якутии. Используя приведеиные сведения о
климатических показателях и уравнения
возможно
рассчитать
величины
( 1-6),
сублимации
снежного покрова в районе этих метеостанций и
на основе уравнений Релея охарактеризовать
возможный вклад сублимации в изменение изо­
топного
состава
снежного
покрова
и
ростков
Доля испарившегася снега в континенталь­
ных
районах
Центральной
люйск) может достигать
0,3
Якутии
(пос.
Ви­
от средней многолет­
ней веЛичины снегонакопления, а на побережье
Семерного Ледовитого океана в районе пос. Ам­
дерма, пос. Усть-Порт и пос. Тикси лишь О,
0,14
и
18,
0,15. Еще меньшая доля (0,1) приходится
на испарившийся снег в районе пос. Анадырь. В
целом вклад сублимации в утяжеление изотоп­
наго состав ПЖЛ на побережье может быть в
2-3 раза меньше, чем в континентальных
районах.
Работа выполнена при финансовой поддер­
жке Российского фонда фундаментальных иссле­
дований (проекты
98-05-64865, 00-05-64387, 00-
15-98505).
Литература
Арэ А.Л. Испарение и эволюция снежного покрова в окрест­
ностях Якутска
11
Эксnериментальные исследования процес-
94-100.
пературных условий формирования ледового комплекса и
11
субаэральных nеригляциальных отложений
Земли,
1997,
т.
1,
N~
2,
с.
Криосфера
23-28.
Канищев В.Н. Эволюция темnературы nород арктической
11
зоны России в верхнем кайнозое
т. III, N~ 4, с. 39-47.
Криосфера Земли,
1999,
Коняхин М.А. Реконструкция nалеотемператур воздуха по
изотоnии nодземных льдов
11
Геокриологические исследо­
вания в Арктических районах: докл. междунар. симп., Ям­
бург,
1989.
вып.
11.
Тюмень, АН СССР,
1990,
с.
106-114.
Коняхин М . А., Михалев Д. В . , Соломатин В.И.
Изотопно­
кислородный состав nодземных льдов. М . , Изд-во МГУ,
155
пжл.
9,
С.
1979,
климатических показателей для метеостанций,
1996,
с.
Котляков В.М., Гордиенко Ф.Г. Изотопная и геохимическая
1982, 300
гляциология. Л . , Гидрометиздат,
с.
Краткий справочник химика. М., Госхимиздат,
с.
1954, 360
Кутателадзе С.С., Боршанский В.М. Справочник по теnло­
nередаче . Л.; М . , Госэнергоиздат,
Материалы
наблюдений
снежного nокрова
124
над
1963-1975
1958, 414
с.
испарением
с
поверхности
гг. Л . , Гидрометиздат,
1976,
с.
Рабинович И.Б. Влияние изотоnии на физико-химические
свойства жидкостей. М., Наука,
Романовский Н.Н.
1968, 308
Формирование
структур. Новосибирск, Наука,
с.
полигонально-жильных
1977, 216
с.
Ферронский В.И., Поляков В . А. Изотопия гидросферы . М . ,
Наука, 1983, 278 с.
Dansgaard W. StaЬie isotopes in precipitation 11 Tellus, 1964,
vol. 16, No. 4, р . 436-468.
Williams G.P. Evaporation from snow covers in Eastern Canada 11 Nat. Res. Council, Res. Рар . 3, Ottava, 1959, 12 р .
Souchez R.A., Jouzel J. On isotopic composition in oD and olBO
of water and ice during freezing 11 J. Glaciology, 1984, vol. 30,
о.
106,
р.
369-372.
Поступила в редакцию
16
января
2001
г.
77