Ю.К.Васильчук, Н.А.Буданцева, А.К.Васильчук, Ю.Н.Чижова Изотопные методы в географии Часть 3. Геохимия стабильных изотопов атмосферы и гидросферы LOMONOSOV MOSCOW STATE UNIVERSITY Department of Geography Yurij K.Vasil′chuk, Nadine A. Budantseva, Alla C. Vasil′chuk, Julia N. Chizhova ISOTOPE RATIOS IN THE ENVIRONMENT Part 3 STABLE ISOTOPE GEOCHEMISTRY OF ATMOSPHERE AND HYDROSPHERE _____________________________________ Editor: Member of the Russian Academy of Natural Sciences, Professor Yurij K.Vasil′chuk _____________________________________ MOSCOW 2013 2 МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ имени М.В.ЛОМОНОСОВА Ю.К.Васильчук, Н.А.Буданцева, А.К.Васильчук, Ю.Н.Чижова ИЗОТОПНЫЕ МЕТОДЫ В ГЕОГРАФИИ Часть 3 ГЕОХИМИЯ СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ АТМОСФЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ _____________________________________ Под редакцией действительного члена РАЕН, профессора Ю.К.Васильчука _____________________________________ Географический факультет МГУ Москва – 2013 3 УДК 551.345 : 551.343.72 : 551.438.223 ББК 26.36 В 19 Р е ц е н з е н т ы: зав. кафедрой метеорологии и климатологии географического факультета МГУ, доктор географических наук, профессор, действительный член РАЕН А.В.Кислов, зам. зав. кафедрой геохимии геологического факультета МГУ, кандидат геологоминералогических наук, доцент Бычков А.Ю. Рекомендовано к печати Учёным советом географического факультета Московского государственного университета им. М.В.Ломоносова Васильчук Ю.К., Буданцева Н.А., Васильчук А.К., Чижова Ю.Н. В 19 Изотопные методы в географии. Часть 1: Геохимия стабильных изотопов атмосферы и гидросферы. Учебное пособие / Под ред. действительного члена РАЕН, профессора Ю.К.Васильчука – М.: Географический факультет МГУ. 2013. – 216 с. ISBN 978-5-9904877-1-0 В учебном пособии рассмотрены методы отбора образцов воды, снега и льда, применяемые при масс-спектрометрических измерениях изотопные стандарты. Охарактеризована геохимия стабильных изотопов атмосферы, показано изотопное фракционирование при испарении и конденсации. Описаны изменения изотопного состава атмосферных осадков по сети метеорологических станций ВМО и МАГАТЭ и по международной программе GNIP. Охарактеризованы пространственные и временные изотопные эффекты в атмосфере: температурный, континентальный, высотный и временной (количественный). Показано, как в изотопном составе атмосферных осадков отражаются траектории воздушных масс. Описана взаимосвязь изотопного состава атмосферных осадков с температурой, приведены глобальные и локальные уравнения регрессии, описывающие эту связь. Предложено новое объяснение вариаций дейтериевого эксцесса. Рассмотрен изотопный состав атмосферного углекислого газа и кислорода. Охарактеризовано формирование изотопного состава воды поверхностных водоёмов: рек, озёр, болот. Проанализированы изотопные составляющие гидрологического баланса: ледниковый сток, талые снежные воды, грунтовые воды, ливневые осадки. Описаны сезонные и внутригодовые изменения изотопного состава вод поверхностных водоёмов. Рассмотрен изотопный состав подземных вод и состав воды и пара геотермальных источников. Проанализирован изотопный состав воды океанов и морей, а также зон смешения пресных и морских вод в устьевых частях рек. Пособие предназначено для студентов, магистрантов и аспирантов гидрологов, океанологов, метеорологов, климатологов, геохимиков ландшафтов, физико-географов, гляциологов, геокриологов, а также может быть полезно специалистам соответствующих специальностей. При поддержке гранта РФФИ (11-05-01141) и федеральной целевой программы “Научные и научнопедагогические кадры инновационной России” на 2012-2013 годы (соглашение 8339). Vasil′chuk Yurij K., Budantseva Nadine A., Vasil′chuk Alla C., Chizhova Julia N. Isotope Ratios in the Environment. Part 1. Stable isotope geochemistry of atmosphere and hydrosphere. Textbook / Editor: Member of the Russian Academy of Natural Sciences, Professor Yurij K.Vasil’chuk Moscow: Department of Geography, Lomonosov Moscow State University, 2013. – 216 p. The spatial and temporal isotope effects such as temperature, continental, altitude and amount are characterized in the atmospheric, river, sea and lake waters. The global and local regression equations describing the relationship of the isotopic composition of precipitation with temperature are given. The seasonal and long-term variations of δD and δ18O in large rivers, small rivers and streams are characterized. Application of isotopic method for paleoclimatic reconstructions is observed. The textbook is intended for undergraduates as well as graduate students and will help meteorologists, climatologists, geochemists landscapes, physical geographers, geocryologists, glaciologists, geomorphologists, oceanologists, hydrologists to understand stable isotope geochemistry of atmosphere and hydrosphere. © 4 ISBN 978-5-9904877-1-0 © Васильчук Ю.К., Буданцева Н.А., Васильчук А.К., Чижова Ю.Н., 2013 Географический факультет МГУ, 2013 4 Оглавление Введение……………………………………………………………………………… Глава 1. Стабильные изотопы кислорода, водорода в атмосфере и гидросфере – термины и определения…………………………………………. 1.1. Методы и стандарты……………….……………………………….……....... 1.2. Формирование изотопного состава осадков………………………………… Глава 2. Международная сеть станций ВМО и МАГАТЭ…………………….. 2.1. Измерения изотопного состава атмосферных осадков по сети метеорологических станций ВМО/МАГАТЭ и GNIP………….…..................... 2.1.1. Программа МАГАТЭ по измерению изотопного состава атмосферных осадков (программа GNIP)…………………………………….…….. 2.1.2. Программа МАГАТЭ по измерению изотопного состава речных вод (программа GNIR)……………………………………………..……….. 2.1.3. Программа МАГАТЭ по измерению изотопного состава водяного пара в биосфере и атмосфере (программа MIBA)…………………...….. 2.1.4. Программа МАГАТЭ по измерению изотопного состава в подземных водах, озерах, ручьях (программа IGLASS)…………….…………... 2.2. Глобальная линия метеорных вод и вариации дейтериевого эксцесса в атмосферных осадках……………………………………………………............... Глава 3. Временнáя и пространственная изменчивость изотопного состава атмосферных осадков…………………………………..……………………………. 3.1. Сезонность вариаций изотопного состава атмосферных осадков……….. 3.2. Изотопное истощение атмосферных осадков во времени и пространстве……………………………………………………………….……….. 3.2.1. Широтный эффект……………………………………………….……………. 3.2.2. Континентальный эффект……………………………………….……………. 3.2.3. Высотный эффект…………………………………………….……………….. 3.2.4. Количественный эффект……………………………………………………… 3.3. Отражение траекторий воздушных масс в изотопном составе атмосферных осадков……………………………………………………………..... 3.3.1. Тренд изотопного состава снежных осадков на Северо-Востоке Европейской части России………………………………………………………….. 3.3.2. Изотопный состав летних осадков в центральной части Русской равнины и их происхождение…………………………………………………………………. Глава 4. Взаимосвязь изотопного состава осадков с температурой…………. 4.1. Уравнения глобальной взаимосвязи δ18О и δD с температурой ………….. 4.2. Локальные уравнения взаимосвязи δ18О и δD с температурой…………… Глава 5. Изотопные методы в гидрологии.......................................................... 5.1. Основные положения и модели изотопной гидрологии……………….….. 5.1.1. Изотопные эффекты при испарении и конденсации..................................... 5.1.2. Среднее время движения воды, изотопные соотношения при перемешивании вод разного генезиса...................................................................... 5.2. Изотопные исследования рек………………………………………………… 5 7 8 8 10 14 15 17 20 21 22 23 35 35 41 42 45 47 57 66 66 73 79 79 85 96 96 96 97 98 5.2.1. Гидрологические аспекты, глобальный гидрологический цикл………….. 98 5.2.2. Изотопы кислорода и водорода в реках, общие аспекты............................. 99 5.2.3. Вариации D и 18O в крупных реках……………………............................. 100 5.2.4. Вариации D и 18O в небольших реках и ручьях, разделение гидрографа………..……………………………………………………………….…. 114 5.2.5. Изотопные исследования речных льдов………………….…………………. 120 5.3. Изотопные исследования морей и эстуариев …………………………..…. 123 5.3.1. Изотопные вариации в морях.......................................................................... 123 5.3.2. Изотопные вариации в эстуариях.................................................................. . 126 5.4. Изотопные исследования озер и водохранилищ…………………………… 129 5.4.1. Трассерный подход для исследования водного баланса озер…….…..…… 129 5.4.2. Основные аспекты изотопного исследования озер…………………..…...... 130 5.4.3. Применение изотопного подхода для оценки водного баланса водохранилищ……………………………………………………………………….. 134 5.4.4. Процессы перемешивания в озерах, особенности изотопного состава меромиктических озер………………………………………………………………. 140 5.4.5. Изотопное обогащение воды озер при испарении…………………….…… 146 5.4.6. Изотопные исследования озерного льда……………………………………. 149 5.4.7. Изотопные исследования донных отложений озер для палеоклиматических реконструкций……………………………………………..... 151 5.5. Изотопные исследования взаимосвязи атмосферных осадков, поверхностных и подземных вод………………………………………………..... 155 5.6. Изотопные исследования термальных подземных вод…………………… 170 Глава 6. Использование изотопного метода для палеоклиматических построений………………………………………………………….……………..…. 190 6.1. Морские фораминиферовые колонки и палеотемпературные диаграммы.. 190 6.2. Подземные льды…………………...……………………………………………. 192 6.2.1. Западная Сибирь…………………………...………………….………………. 193 6.2.2. Якутия…………………………...……………….…………………………….. 194 6.3. Наземные льды…………………………...…………………………………….. 197 6.3.1. Гренландия…………………………...……………………………………….. 197 6.3.2. Антарктида…………………………...……………………………………….. 200 Литература…..…………………………………………………………………….... 205 .. 6 Введение В учебном пособии, предназначенном для студентов старших курсов, магистрантов и аспирантов рассмотрены методы отбора образцов воды, снега и льда, применяемые при масс-спектрометрических измерениях изотопные стандарты. Охарактеризована геохимия стабильных изотопов атмосферы, показано изотопное фракционирование при испарении и конденсации. Описаны изменения изотопного состава атмосферных осадков по сети метеорологических станций ВМО, МАГАТЭ и GNIP. Охарактеризованы пространственные и временные изотопные эффекты в атмосфере: температурный, континентальный, высотный и временной (количественный). Показано, как в изотопном составе атмосферных осадков отражаются траектории воздушных масс. Описана взаимосвязь изотопного состава атмосферных осадков с температурой. Охарактеризовано формирование изотопного состава воды поверхностных водоёмов: рек, озёр, болот. Проанализированы изотопные характеристики ледникового стока, талых снежных вод, грунтовых вод. Описаны сезонные и внутригодовые изменения изотопного состава вод поверхностных водоёмов. Рассмотрен изотопный состав подземных вод, воды и пара геотермальных источников, воды океанов и морей, зон смешения пресных и морских вод в устьевых частях рек. Значительное место в учебном пособии уделено материалам собственных изотопных разработок авторов, реализованных на базе лаборатории геохимии стабильных изотопов на географическом факультете. Заметная часть гидросферных объектов исследована авторами при участии сотрудников кафедр гидрологии суши, метеорологии и климатологии, океанологии, криолитологии и гляциологии географического факультета, а также кафедр геохимии и инженерной и экологической геологии геологического факультета Московского государственного университета имени М.В.Ломоносова и Института океанологии РАН. Пособие написано в рамках нового учебного плана кафедры геохимии ландшафтов и географии почв Московского государственного университета имени М.В.Ломоносова. Важной особенностью данного учебного пособия является привлечение самых последних разработок в области изучения стабильных изотопов в атмосферном цикле и в гидросфере. Привлечены данные представленные в публикациях 2010 – 2013 гг. Вместе с тем использован опыт преподавания этого предмета в ведущих зарубежных университетах и материалы, обобщенные в специальных выпусках МАГАТЭ. Большая часть материалов апробирована авторами при чтении лекций студентам географического факультета Московского государственного университета в 2012-2013 гг. Автор искренне благодарны за конструктивные замечания рецензентам: зав. кафедрой метеорологии и климатологии МГУ А.В.Кислову и зам. зав. кафедрой геохимии МГУ А.Ю.Бычкову. 7 Глава 1. Стабильные изотопы кислорода, водорода в атмосфере и гидросфере – термины и определения 1.1. Методы и стандарты Изотопы – это разновидности атомов одного и того же химического элемента, атомные ядра которых содержат одинаковое число протонов и различное число нейтронов. Кислород – наиболее распространенный элемент на Земле. Он образует газообразные, жидкие и твердые соединения, большинство из которых стабильны в широком температурном интервале. Известно три стабильных и 10 нестабильных изотопов кислорода. Кислород в атмосфере Земли на 99,759% состоит из 16О, на 0,037% из изотопа 17О и на 0,204 % из изотопа 18О. Водород имеет два стабильных изотопа – 1Н (т.е. просто водород, называемый еще протий) и 2Н (т.е. дейтерий, обозначаемый еще D): протий 1Н составляет 99,985%, а 2Н(D) – 0,015% Пресная природная вода обеднена дейтерием на 0-20% по сравнению с океанской водой. Наибольшим постоянством изотопного состава кислорода характеризуются магматические породы и каменные метеориты, заметно больший диапазон значений 18O у осадочных и метаморфических пород как продуктов седиментации в водной среде и последующего метаморфизма. А у атмосферных осадков этот диапазон очень велик – достигает 70‰. В природной воде, независимо от фазового состояния, почти весь кислород и водород представлены в виде стабильных изотопов 16O и 1Н. В состав молекул воды входит небольшое количество стабильных изотопов 17O, 18 O и дейтерия 2Н. Поэтому чаще встречаются молекулы воды 2Н1Н216О, 1Н217О и 1Н218О, однако, при изотопных исследованиях атмосферных осадков, поверхностных и подземных вод, снега, поверхностных и подземных льдов используются главным образом отношения 2Н/1Н и 18O/16O, поскольку они встречаются довольно часто и разница в атомных весах у них наибольшая. Масс-спектрометрия – это метод анализа содержания стабильных изотопов, основанный на воздействии на ионы электрических и магнитных полей, разделении заряженных ионов по их массам. Этот метод позволяет измерять абсолютное содержание 18O и 2Н с достаточной степенью точности. Концентрацию стабильных изотопов принято выражать относительными величинами в промилле (‰), что соответствует 10 -3 и обозначать греческой буквой  (18O и D). В качестве нулевого эталона для измерений 2Н и 18O принимается океаническая вода (обычно отбираемая в Атлантическом океане с глубины около 300 м). Для расчёта значений  используется разность значений 18О/16О в стандарте и измеряемом образце по следующим формулам: 8 При измерениях стабильных изотопов кислорода: О / 16Ообр 18О / 16Останд 18 18O = О / 16Останд 18 х 1000‰……… (1.1) При измерениях стабильных изотопов водорода определяется соотношение: D = D / 1H обр - D / 1H станд D / 1H станд х 1000‰……….. (1.2) Стандарты. Международный стандарт для соотношений водорода и кислорода – Венский стандарт средней океанической воды (V-SMOW). Абсолютные изотопные соотношения 2Н/1Н и 18O/16O в V-SMOW равны: 2 Н/1Н = (155,95 ± 0,08) х 10-6 (1.3) 18 16 -6 O/ O = (2005,20 ± 0,45) х 10 (1.4) Первоначальным стандартом для палеотемпературных определений был выбран стандарт PDB – полученный по белемниту мелового возраста из формации Пи-Ди. Этот американский стандарт к настоящему времени почти полностью исчерпан. Сейчас Национальное американское бюро стандартов предложило два других карбоната в качестве стандартов: NBS-18 – карбонатит и NBS-19 – известняк. Но для измерений в природных водах и льдах наиболее удобен уже упомянутый стандарт среднеокеанической воды SMOW, предложенный Г.Крэйгом, где за ноль принято относительное значение соотношения 18О/16О и 2H/1H. Зависимость между стандартом SMOW и PDB для изотопов кислорода выражается следующим соотношением: 18OSMOW = 1,0308618OPDB + 30,86 (1.5) Для измерений в изотопически лёгких водах и льдах был введён второй водный стандарт SLAP (standard light Antarctic precipitation), отличающийся от SMOW по кислороду на –55,5‰ и по дейтерию на –428‰, Для лабораторных изотопных измерений воды, снега и льда в лаборатории стабильных изотопов географического факультета МГУ используются также международные стандарты VSMOW2 (18O = 0‰, D = 0‰), SLAP2 (18O = –55,5‰, D = –427,5‰), GISP - талой воды с гренландского ледника (18O = –24,76‰, D = –189,5‰), стандарты изотопной лаборатории МАГАТЭ: IAEA12 (18O = –12,1 ‰, D = –85,9‰), IAEA-11 (18O = –0,07‰, D = –0‰), IAEA13 (18O = –33,357‰, D = –257,2‰) IAEA-9 (18O = –24,75‰, D = –189,2‰), IAEA-10 (18O = –50,89‰, D = –397,6‰), также два собственных лабораторных стандарта: московский водопровод, где 18O равна –12‰, и свежевыпавший снег из нижней части ледника Гарабаши в на склоне Эльбруса в котором значение 18O равно –15,6‰ 9 1.2. Формирование изотопного состава осадков Главным механизмом, вызывающим изменения концентрации 18O и 2Н, являются процессы фазового перехода воды. Физической причиной этого служит различие давлений (упругостей) паров изотопных составляющих воды, что приводит к фракционированию, т.е. изменению содержания 18O и 2Н при всех фазовых переходах: испарении, транспирации, конденсации, таянии и замерзании. Фракционирование тем больше, чем ниже температура фазового перехода. Например, отношение давления водяного пара Н216O к Н218O равно соответственно 1,008 и 1,011 при температуре 25оС и 0оС; пар, испаряющийся при более высоких температурах, будет иметь относительно более тяжелый изотопный состав. Природное изотопное фракционирование – это естественное изменение изотопного состава какого-либо элемента вследствие протекания различных физико-химических процессов. Природное фракционирование атмосферной влаги по изотопному составу происходит главным образом при испарении пара с морской поверхности, его конденсации, изотопном обмене с окружающим паром и испарении при выпадении. Изотопные зависимости, сопровождающие испарение и конденсацию водяного пара, определяются двумя факторами: изотопным равновесным разделением на границе фаз и изотопным распределением в результате диффузии и конвекции в граничном слое одной или обеих фаз. Фракционирование, в отличие от диффузионного вклада в изотопные зависимости, в значительной степени определяется температурой. Коэффициенты фракционирования изотопов кислорода и водорода – это отношение изотопных концентраций в жидкой и парообразной фазах, которое определяется как отношение упругостей пара при температуре равновесия. Условия протекания процессов фазового перехода воды в природе весьма различны с точки зрения их близости к изотопному равновесию. Равновесные условия. Теоретически изотопные изменения состава атмосферной влаги очень близко описываются уравнением Дж.Рэлея (Rayleigh). Оно основано на предположении, что образующаяся над океаном влага непрерывно удаляется, и испарение и конденсация протекают в равновесных условиях. Формула Рэлея, преобразованная для изотопного состава В.Дансгором (Dansgaard, 1964) представляет собой зависимости изотопного состава пара и конденсата от температуры и количества оставшегося в системе пара. Концентрации 2H (D) и 18О в морской воде и атмосферном паре над океаном обычно соответствуют друг другу. Если такой пар изъять из равновесной системы и подвергнуть охлаждению, то первое небольшое количество конденсата должно иметь тот же изотопный состав, что и океаническая вода. Над океаном, где вода в среднем имеет 18O = 0, водяной пар в близком контакте с поверхностью океана содержит примерно на 8 – 10‰ 10 меньше изотопа 18O и на 100‰ меньше дейтерия, чем средняя океаническая вода. Поэтому эти значения преобладают в облаках над обширными океаническими районами низких и средних широт. Водяной пар охлаждается ниже температуры, соответствующей давлению насыщенного пара изобарически или адиабатически. В.Дансгор (Dansgaard, 1964) вычислил содержание 18О и 2Н в процессе конденсации воды при изобарическом и адиабатическом охлаждении водяного пара в рэлеевском процессе при разных начальных температурах и диапазонах охлаждения. Изобарическое охлаждение происходит при постоянном давлении, адиабатическое – в условиях закрытой системы, когда система не получает тепла извне и не отдает его в пространство. Конденсат, образующийся в результате охлаждения от 20 до 0оC при постоянном давлении (т.е. изобарически), обеднен дейтерием и тяжелым кислородом соответственно на 95 и 11,7‰ по сравнению с первой порцией конденсата. При адиабатическом охлаждении водяного пара конденсат обеднен дейтерием и тяжелым кислородом на 52 и 6,6‰ соответственно. Отсюда следует, что изобарическое охлаждение благодаря более существенному осушению пара способствует более активному фракционированию изотопов кислорода и водорода, нежели адиабатическое охлаждение. Линия метеорных вод. В равновесных условиях конденсации (называемых ещё – рэлеевский процесс) вариации концентраций 18О и 2Н должны подчиняться некоторому соотношению, определяющемуся коэффициентами фракционирования этих изотопов. Впервые на линейную зависимость между содержанием 2Н и 18О в атмосферных осадках указал И.Фридман, а затем Х.Крейг на основе 400 измерений получил простое эмпирическое уравнение: 2H = 818O + 10 (1.6) Графическое выражение этого соотношения получило название линия метеорных вод Х.Крейга или просто линия метеорных вод (ЛМВ, рис. 1.1). Постоянный член в этом уравнении обусловлен тем, что содержание 18O в источнике пара в среднем на 1,2‰ ниже по сравнению с содержанием 2Н. В.Дансгор показал, что в уравнении (1.6) коэффициент пропорциональности может варьировать от 3,5 до 8,0, а свободный член изменяются от +30 до –30 (впоследствии стало ясно, что эти изменения ещё больше). Результаты его расчетов также свидетельствуют о том, что изобарическое и адиабатическое охлаждение водяного пара на 40оC, а также изотермическое испарение в равновесных рэлеевских процессах от начальных температур 0–30оC сохраняют линейный характер соотношения между концентрациями 2Н и 18O с коэффициентом, равным 8 (см. рис.1.1). Очевидно, испарение в природе практически всегда происходит в существенно неравновесных условиях. В то же время конденсация, повидимому, очень часто протекает в условиях, достаточно близких к равновесным. 11 Рис. 1.1. Линия метеорных вод Х.Крейга, демонстрирующая прямую зависимость между D и 18O. Показана также линия для снега в Антарктике, где эта зависимость очень строгая Тяжелые изотопы накапливаются при испарении – в воде и при замерзании – во льду. При испарении молекулы воды обогащаются тяжелыми изотопами в жидкой фазе и обедняются в паре, а при замерзании происходит обеднение воды тяжелыми изотопами и обогащение ими льда. Наиболее тяжелые осадки δ2H ≥ –50, δ18О ≥ –5‰ выпадают в экваториальных, а наиболее легкие, δ2H ≤ –200, δ18О ≤ –25‰ – в полярных областях. Неравновесные процессы. Условия протекания процессов фазового перехода воды не всегда соответствуют рэлеевским. Например, испарение практически происходит в неравновесных условиях из-за ненасыщенности атмосферы водяным паром и быстрого удаления влаги с поверхности жидкости. При этом на фактор фракционирования заметное влияние оказывают относительные скорости диффузии изотопных молекул через поверхностный слой жидкости и окружающий воздух. Изотопное фракционирование при испарении с поверхности океана приводит к тому, что водяной пар имеет 2H= –80‰ и 18O = –9‰...–13‰. Конденсация этого свежеобразованного пара протекает в равновесных условиях, так как относительная влажность всегда близка к 100%, и первая порция конденсата содержит 2H ≈ –14‰ и 18O ≈ –3‰. Механизм неравновесных процессов и объясняющие его теории очень сложны. Но качественно многие наблюдаемые отклонения от простых равновесных условий можно объяснить тем, что изотопные компоненты воды характеризуются разными скоростями испарения (Е) в таком соотношении: Е(1H216О) > Е(1HD16О) > Е(1H218О). Дополнительное к равновесному фракционирование тяжелых изотопов при испарении влаги относительно больше для 18О, чем для 2Н. Кроме того, атмосферная влага постоянно контактирует с природной водой или паром. Поэтому неравновесные кинетические эффекты наряду с возможными обменными процессами на границе раздела двух фаз (жидкость – пар) могут вносить свой вклад в изотопное фракционирование 18О и 2Н в природном 12 цикле. Это приводит к нарушению равновесного соотношения между значениями δ18О и δ2Н, подобного установленному Х.Крейгом. Отклонения от прямой линии Крейга объясняются влиянием на фракционирование термодинамических и кинетических процессов. Поскольку при неравновесном испарении в источнике пара изотоп 18O часто обеднен по сравнению с 2Н, линия, показывающая зависимость между этими изотопами, сдвигается вверх от линии, характеризующей равновесные условия. Напротив, когда осадки подвергаются активному испарению, сдвиг зависимости 2Н – 18O направлен вниз от равновесной линии. В выпадающих осадках, в которых происходит изотопный обмен с окружающим паром, зависимость между 2Н и 18 O располагается выше прямой линии 2Н = 818O вблизи начальной точки. Дейтериевый эксцесс. При равновесном испарении из бесконечно больших и хорошо перемешиваемых водных резервуаров, значения дейтериевого эксцесса испаряющейся воды остаются неизменными, а дейтериевый эксцесс пара будет положительным, и его значение будет увеличиваться со скоростью реакции. Дейтериевый эксцесс – dexc. – рассчитывается как: dexc =δD – 8δ18O (Dansgaard, 1964), Это следует из идеального уравнения атмосферных осадков, предложенного Х.Крейгом (Craig, 1961), δD = 8δ18O + 10, где значения δD и δ18O связаны коэффициентом 8. Контрольные вопросы 1. Что такое изотопы? 2. Какие показатели можно измерить современным масс-спектрометром? 3. Объясните, что представляют собой изотопные стандарты SMOW и SLAP. 4. Чем определяются изотопные зависимости, сопровождающие испарение и конденсацию водяного пара? 5. Какое охлаждение водяного пара адиабатическое или изобарическое способствует более заметному фракционированию? 6. Опишите линейную зависимость между содержанием 2Н и 18О в атмосферных осадках 7. Молекулы какой фазы обогащаются тяжелыми изотопами при испарении? 8. Молекулы какой фазы обедняются тяжелыми изотопами при конденсации и замерзании? 9. Чем можно объяснить отклонения от линии метеорных вод Крейга? 10. Что такое дейтериевый эксцесс? 13 Глава 2. Международная сеть станций ВМО и МАГАТЭ Главный источник атмосферной влаги – океан. Океанические воды имеют весьма однородный изотопный состав, включая те районы, где происходит смешивание их с пресной речной водой. Океаническая вода в среднем характеризуется значениями δ18О, близкими к 0‰. Водяной пар на небольшой высоте над океаном содержит примерно на 8-10‰ меньше изотопа 18О и на 100‰ меньше изотопа 2Н, чем средняя океаническая вода, т.е. в водяном паре над океаном δ18О ≈ –8…–10‰, а δD ≈ –100‰. В глобальном масштабе около 90% воды, испаряющейся над океанами, возвращается в виде атмосферных осадков непосредственно в океан. Остальные 10% выпадают над континентами и участвуют в речном стоке (рис. 2.1). Рис. 2.1. Глобальный гидрологический цикл Вся влага, участвующая в глобальном гидрологическом цикле (рис. 2.1) имеет свой индивидуальный характерный изотопный состав, что позволяет использовать изотопный состав в качестве «метки» в исследованиях атмосферы и гидросферы. С уменьшением температуры нижних слоев атмосферы от экватора к полюсам и соответствующим понижением давления насыщенных паров общее влагосодержание атмосферы в этом направлении уменьшается (Кислов, 1989, 2011). 14 Уменьшение влагосодержания атмосферы сопровождается уменьшением концентрации 18О и 2Н в паре. Это происходит следующим образом: постоянное удаление влаги из атмосферы приводит к тому, что при ее конденсации первыми удаляются из пара тяжелые изотопы (они обладают меньшей летучестью и при снижении температуры первыми покидают облако), что приводит к обогащению выпадающих осадков тяжелыми изотопами и уменьшению содержания изотопов в остающемся паре. Общую картину формирования изотопного состава при переносе влаги над поверхностью океана и суши можно получить по распределению концентраций 2Н и 18О в среднемесячных осадках на морских и континентальных станциях, особенно в январе и июле, чтобы охарактеризовать зимние и летние условия переноса влаги. 2.1. Измерения изотопного состава атмосферных осадков по сети метеорологических станций ВМО/МАГАТЭ и GNIP С целью выявления глобальных вариаций 2Н и 18О с 1961 года МАГАТЭ (Международное Агентство по Атомной Энергии, в англоязычной литературе сокращение IAEA – International Atomic Energy Agency) и ВМО (Всемирная Метеорологическая Организация) организовали отбор осадков на метеостанциях в разных районах мира и измерения в них изотопного состава кислорода и водорода в изотопной лаборатории, расположенной в центральном здании МАГАТЭ в г.Вена. Так началась программа IAEA/WMO Isotopes-in-Precipitation Network, которая в 1995 г. получила название GNIP (Global Network for Isotopes in Precipitation) и является на сегодняшний день крупнейшей и успешнейшей среди долгосрочных научных программ в мире. В течение 10 лет с 1961 по 1970 гг. сеть функционировала на базе 70 станций (рис. 2.2). В начале 80-х годов число станций увеличилось до 144. В последующие годы открывались все новые станции, однако некоторые метеостанции, из ранее работавших, закрывались. Количество станций и их расположение диктовалось конкретными задачами в исследовании изотопного состава атмосферных осадков. В середине 80-х годов на территории России было введено в работу 15 временных станций для отбора образцов осадков, измерения по этим станциям велись в течение года, что позволило получить ежемесячные характеристики изотопного состава осадков (рис. 2.3) и изучить пространственное и сезонное распределение стабильного кислорода в атмосферных осадках и поверхностных водах. После завершения этой программы измерения по этим станциям прекратились. Количество станций, работающих по программе GNIP, может значительно меняться (сравни рис. 2.2 и 2.3), к программе могут присоединяться некоторые станции национальных метеорологических сетей, выходить из программы, и через некоторое время включаться опять. 15 Рис. 2.2. Первая карта расположения станций программы ВМО-МАГАТЭ, опубликованная В.Дансгором в его классической работе 1964 г. (по W. Dansgaard, 1964) Рис. 2.3. Глобальная сеть метеорологических станций, включенных в программу GNIP в 19801990 гг. (http://www.iaea.org) 16 В 1995 году к программе GNIP присоединились такие агентства как UNEP, WHO и большинство существующих метеорологических станций для совместного проведения исследований водного цикла и климата на национальном и интернациональном уровнях на базе измерений стабильных изотопов в осадках. На сегодняшний день сеть станций GNIP опирается на станции ВМО/МАГАТЭ и национальную метеорологическую сеть. В общей сложности более чем за 50 лет работы программы по изучению изотопного состава осадков в ней участвовало 900 станций. В марте 2007 г. МАГАТЭ образована программа WISER (Water Isotope System for Data Analysis, Visualization, and Electronic Retrieval – Система для анализа, визуализации и электронной обработки данных по изотопии воды), которая представляет собой электронную базу данных по изотопному составу атмосферных осадков, речных, озерных и подземных вод, а также растений. Структура этой программы приведена на рис. 2.4. Рис. 2.4. Структура работы программ МАГАТЭ Программа WISER была организована для сбора и обобщения гидрохимических и изотопных данных, полученных по станциям всего мира, а также построения тематических карт для изучения водного и биохимического цикла. База данных программы WISER включает гидрологические наблюдения и изотопные значения по атмосферному пару, подземным водам, атмосферным осадкам, речным и озерным водам, почвенным водам и воде растений. 2.1.1. Программа МАГАТЭ по измерению изотопного состава атмосферных осадков (программа GNIP) GNIP – это программа сбора и анализа атмосферных осадков для изучения глобальных вариаций изотопного состава осадков, организованная Международным Агентством по Атомной Энергии (МАГАТЭ) и Всемирной 17 Метеорологической Организацией (ВМО). Программа GNIP (Global Network of Isotopes in Precipitation – глобальная сеть по изотопии атмосферных осадков) работает с 1961 г., наследуя первоначальную сеть станций, организованную ВМО и МАГАТЭ; в рамках GNIP проводятся систематические измерения изотопного состава (18O, 2H и 3H) атмосферных осадков с учетом метеорологической ситуации. Среднемесячные или индивидуальные образцы осадков (отдельного дождя или снегопада) со всех станций отсылаются по почте в лаборатории, включенные в эту программу, во флаконах объемом 50 мл, для определения изотопно-кислородного и дейтериевого состава и во флаконах, объемом 0,5 л, для определения содержания трития. Все флаконы герметично закрываются и запечатываются воском во избежание испарения образцов. Первоначально эти работы фокусировались на задачах изучения водных ресурсов, в последние годы, однако, цели и задачи программы GNIP расширились. Сейчас анализ изотопов водорода и кислорода атмосферных осадков применяется для изучения атмосферной циркуляции, изменения климата, для палеоклиматических и экологических исследований. Систематический сбор и анализ осадков является необходимым условием получения общей картины распределения изотопов на Земном шаре и особенностей их содержания в течение года. База данных GNIP содержит изотопные определения, как на месячной основе, так и по каждому отдельному событию выпадения осадков. Компьютерная программа WISER обеспечивает статистическую обработку изотопных и метеорологических данных, полученных на станциях на месячной основе по всему миру (расположение станций, обеспечивающих изотопную информацию для программы GNIP, приведено на рис. 2.5). Рис. 2.5. Географическое распределение метеорологических станций, принадлежащих к программе GNIP (http://www.iaea.org) 18 Постоянно действующие станции обеспечивают сбор осадков в рамках программы GNIP (см. рис. 2.5), но как уже было сказано, к программе могут присоединяться дополнительно станции разных стран. Первое большое обобщение по полученным изотопным значениям сети GNIP выполнил В.Дансгор (1964), позднее Я.Юртсевер и Дж.Гэт (Yurtsever, Gat, 1981) построили карту распределения значений 18О в атмосферных осадках (рис. 2.6). Пример построения современных карт изотопного состава атмосферных осадков в глобальном масштабе показан на рис. 2.7, 2.8. Рис. 2.6. Глобальное распределение среднегодовых значений 18О в осадках, отобранных по сети станций GNIP (по Y.Yurtsever, J.Gat, 1981) На схеме 1981 года значительные пространства не охвачены изотопным картированием, из-за недостаточности изотопных данных и того, что внимание исследователей было сфокусировано на изучении формирования изотопного состава на островных океанических станциях, и в меньшей степени на континентальных. Наиболее тяжелые изотопные значения отмечаются для Африки и Персидского залива, а также для обширных пространств внутритропических районов Атлантики и Тихого океана. Более поздняя схема (см. рис. 2.7) отражает изотопный состав континентов и здесь Европейская часть России, хотя и с очень большим осреднением, получила свою изотопную характеристику, что обусловлено, как мы отмечали выше, присоединением к программе 15 метеостанций СССР, на которых велись наблюдения за изотопным составом атмосферных осадков в 80-е годы. 19 Рис. 2.7. Глобальное распределение годовых значений δ18О в атмосферных осадках по данным GNIP (http://www.iaea.org) Рис. 2.8. Глобальное распределение годовых значений δ2H в атмосферных осадках по данным GNIP (http://www.iaea.org) 2.1.2. Программа МАГАТЭ по измерению изотопного состава речных вод (программа GNIR) В рамках программы GNIR (Global Network of Isotopes in Rivers – глобальная сеть по изотопному составу вод рек) функционирует глобальная сеть станций для получения изотопных данных по основным рекам, эта 20 программа, в отличие от GNIP, стартовала сравнительно недавно. Ее работа направлена на установление взаимодействия речного потока и речного бассейна, влияния климатических изменений на речной сток и антропогенного влияния на качество речных вод посредством изотопного анализа воды. Современные изотопные исследования показывают, что использование рек или изменение речного русла для нужд водоснабжения, гидроэнергетики или ирригации может по своему воздействию сравниться с воздействием изменения климата на речной сток. В 2002-2006 гг. МАГАТЭ курировало выполнение проекта «Разработка критериев для мониторинга изотопного состава речного стока на крупных реках по сети станций», который стал заделом для функционирования программы GNIR. Недавно опубликовано около 15000 изотопных записей, полученных по программе GNIR. Изотопные данные были получены по 20 крупным рекам, начиная с истока и до устья, которые впоследствии вошли в базу данных WISER (www.iaea.org/water). МАГАТЭ объединяет данные по сети изотопных речных станций и обеспечивает мониторинг рек в районах ограниченных изотопных данных, в основном в тропических и аридных районах. Протоколы образцов для изотопного мониторинга речных вод позволяют участникам проекта учитывать локальные условия. Если река впадает в океан, то отбор образцов воды следует производить выше дельты, чтобы исключить попадания в образец морской соленой воды. Также важно отбирать образцы в истоке реки и в среднем течении, чтобы сравнить эти значения с изотопным составом атмосферных осадков по ближайшим станциям GNIP. Отбор образцов речной воды осуществляется в основном ежемесячно. Пример учетной записи в базе данных Программы по измерению изотопного состава речных вод приведен в табл. 2.1. Таблица 2.1. Схема составления учетной записи в базе данных Программы GNIR Данные Параметры Речной бассейн Название, местность, ландшафт и его использование Название, координаты, высота, карта, фотография δ18O, δ2H, Участок отбора Изотопные данные по участку отбора Дополнительные данные об участке отбора Расход воды, температура, электропроводность Дополнительные параметры Остальная информация о бассейне Ближайшие GNIP станции 3 H, другие изотопы Гидрохимия 2.1.3. Программа МАГАТЭ по измерению изотопного состава водяного пара в биосфере и атмосфере (программа MIBA) Основной задачей программы MIBA (Moisture Isotopes in the Biosphere and Atmosphere – изотопия влаги в биосфере и атмосфере) является получение 21 дополнительных (относительно базы данных GNIP) изотопных данных по компонентам водного цикла для исследований миграции влаги, цикла углерода и климата. Эта программа включает в себя данные по изотопному составу воды в растениях, почвах и атмосферном водяном паре. Предварительные данные по этой программе доступны с 2004 г. Сеть состоит из 67 станций, расположенных в Северной и Южной Америке, Африке, Европе, ЮгоВосточной Азии, Австралии и 1 станции на территории России. Исследования по программе MIBA ведутся на большинстве станций, работающих по программе GNIP с некоторым исключением Европейских метеостанций (рис. 2.9). Рис. 2.9. Расположение станций в программе MIBA (http://www.iaea.org) 2.1.4. Программа МАГАТЭ по измерению изотопного состава в подземных водах, озерах, ручьях (программа IGLASS) База данных IGLASS (Isotopes in Groundwater, Lakes, Springs, and Streams – изотопия подземных вод, озер, источников и ручьев) включает результаты изотопных и гидрохимических (основной химический состав) определений в подземных водах, ручьях и озерах на локальном и региональном уровнях. Так как этот проект фокусируется в основном на развивающихся странах, IGLASS обеспечивает изотопные данные по тем районам, изотопной информации по которым или не существует в опубликованной литературе или она крайне ограничена. Так, например, были получены данные по изотопному составу подземных вод северной Африки. Низкие значения δ18О и δ2H на севере африканского 22 континента указывают на древние подземные воды, резервуар которых был сформирован тысячи лет назад. Здесь же, на севере отмечены наиболее низкие значения 18О вплоть до –11‰ (тогда как современные значения δ18О здесь обычно близки к –3, –5‰). В программе IGLASS объединены изотопные и гидрохимические данные, полученные начиная с 1960-х годов. Как уже отмечалось, глобальная сеть станций опирается и на национальные сети станций наблюдений, в частности наиболее известные национальные сети – это северо-атлантическая NOAA, Канадская сеть CNIP – Canadian Network for Isotope in Precipitation (рис. 2.10) и др. а б Рис. 2.10. Значения δ2Н (а) и δ18О (б) по канадской сети осадкомерных станций (http://sciborg.uwaterloo.ca/~twdedwar/cnip/cniphome.html) 2.2. Глобальная линия метеорных вод и вариации дейтериевого эксцесса в атмосферных осадках По сети станций ВМО/МАГАТЭ была подтверждена хорошая взаимосвязь между значениями δ18О и δ2Н (рис. 2.11). Как видно, все они практически аппроксимируются прямой линией с коэффициентом, близким к 8, как и в эмпирическом уравнении атмосферных осадков Х.Крейга (Craig, 1961), где эта прямая линия получила название Глобальной линии метеорных вод (ГЛМВ). Таким образом, наклон линии регрессии соотношения значений 18O и D в атмосферных осадках, близкий к 8, стал принятым международным термином – Глобальная линия метеорных вод (GMWL-Global Meteoric Water Line) и служит показателем равновесности процессов конденсации. Этот термин широко используется в изотопной метеорологии, а также гляциологии, океанологии и палеогеографии. Глобальная линия метеорных вод является индикатором равновесного режима конденсации метеоосадков и вообще, атмосферной природы исследуемых вод и льдов. 23 Рис. 2.11. Зависимость между средневзвешенными значениями δ18О и δD в осадках по всем станциям сети ВМО/МАГАТЭ (по Y.Yurtsever, J.Gat, 1981) Линейная зависимость содержания D относительно 18O четко проявляется и в многолетнем и сезонном масштабе и постоянно подтверждается натурными наблюдениями по сети станций (рис. 2.12). Наклон линии регрессии зависит от физических условий образования и конденсации влаги, коэффициент близкий к 8 (как правило, в реальных условиях от 7 до 8) свидетельствует о равновесных условиях конденсации влаги, уменьшение наклона говорит о нарушении условий равновесия и об участии процессов испарения влаги (непосредственно падающих капель дождя). Рис. 2.12. Соотношение 18O-D в атмосферных осадках, базирующееся на долгопериодных ежегодных измерениях значений 18O и D на станциях GNIP (по L.Araguas-Araguas et al., 2000) Отличие этих прямых (см. рис. 2.12) от ГЛМВ, изображенной на рис. 2.11 и линии Х.Крейга заключается только в том, что зависимость и коэффициенты в уравнении регрессии получены и усреднены по станциям GNIP более чем за 20 лет наблюдений. Увеличение наклона линии регрессии 18O – D больше 8 происходит изза изотопного обмена выпадающих осадков с окружающим паром. 24 Глобальная линия метеорных вод – универсальный инструмент сравнения характера взаимосвязи δ2Н и δ18О в разных районах. Так, например, для более чем 500 станций GNIP (Araguás-Araguás et al., 2000) установлены основные черты кратковременных и долговременных вариаций стабильных изотопов кислорода и водорода в осадках и атмосферной влаге на глобальном уровне (см. рис. 2.12). В долговременном масштабе практически на всех станциях сохраняется соотношение D-18O, близкое к ГЛМВ (рис. 2.13). Рис. 2.13. Долгопериодное соотношение D-18O в осадках на станциях GNIP (по W.G. Mook, 2000) Таким образом, в графическом отображении станции GNIP располагаются на линии метеорных вод в зависимости от своего географического положения. В самой изотопически отрицательной нижней части прямой располагаются станции Гренландии и Антарктиды (Норд – на севере Гренландии, Халли – в западной Антарктиде, называемая еще Халли Бей), в самой верхней части – станции в Бахрейне и Тихом океане (Мидвей). Для станций NADP (National Atmospheric Deposition Program – Национальная программа по атмосферным осадкам) в США получены изотопные данные по осадкам, отобранным на 9 станциях в течение 1989, 1990 и 1991 годов (Welker, 2000). Сравнение полученных данных с глобальной линией метеорных вод показало, что изотопный состав современных осадков находится в хорошем согласии с полученными ранее данными по сети МАГАТЭ (IAEA) в США, а также в хорошем согласии с изотопным соотношением для осадков на станциях GNIP и полученные данные неплохо ложатся на глобальную линию метеорных вод (рис. 2.14). 25 Рис. 2.14. Значения D и соответствующие значения 18O для осадков, отобранных на станциях NADP, в сравнении с Глобальной линией метеорных вод (по J.M.Welker et al., 2000) Исследования изотопного состава атмосферных осадков в Европе – в Польше в течение трех лет, на станциях в Кракове и Гейдельберге, позволили получить взаимосвязь между кислородом и дейтерием в осадках и водяном паре. Полученное распределение значений содержания кислорода и дейтерия практически находится на линии метеорных вод (Schoch-Fischer et al., 1983): Для Гейдельберга: δD = (7,8  0,3)δ18О + (4,5  2,5) Для Кракова: δD = (7,9  0,1)δ18О + (8,0  1,2) Помимо ГЛМВ в изотопной практике часто используется термин “локальная линия метеорных вод”. Локальная линия метеорных вод (ЛЛМВ) – это графическое выражение соотношения δ2Н и δ18О (линия регрессии), установленного для какого-либо района или объекта. Наклон линии – это коэффициент в уравнении регрессии δ18О-δD. Так, например, нами была получена локальная линия метеорных вод для атмосферных осадков Хибин (Чижова, 2006). Локальная линия метеорных вод имеет наклон 7,0, что мы связываем с частичным испарением падающих капель дождя (рис. 2.15). Изотопный состав снега и дождя на южном макросклоне Гималаев в верховьях р.Рамганга (бассейн р.Ганг) исследовался (Bartarya et al., 1995) в интервале высот от 500 м до 2610 м. 26 Рис. 2.15. Расположение значений δD и δ18O в горах Хибин в образцах 1998 года (1) и в образцах 1999 года (2) относительно Глобальной линии метеорных вод (3) и Локальной линии метеорных вод (4) Соотношение значений δD и δ18O в образцах и снега и дождя в верховьях р.Рамганга описывается уравнением: δD = (7,131  0,172)δ18О + (14,97  1,5) Данное уравнение хорошо согласуется с уравнением, полученным ранее для истоков Ганга (Ramesh, Sarin, 1992): δD = (7,45  0,23)δ18О + (8  2). Различие в наклоне линии с глобальной линией метеорных вод позволило авторам предположить высокий уровень испарения капель дождя над южным склоном Гималаев. Многолетние наблюдения за изотопным составом атмосферных осадков на станциях ВМО-МАГАТЭ позволили получить большой диапазон коэффициентов уравнений регрессии соотношения δ18О-δD (рис. 2.16). На большинстве станций значения δD и δ18O связаны коэффициентом чуть менее или чуть более 7 (см. рис. 2.16), однако в Бахрейне этот коэффициент составил 5,5. Это связано с сильным испарением в этом районе, и равновесные условия нарушаются в сторону утяжеления дейтерием. Эту линию регрессии, с наклоном равным 4-5 еще принято называть «линией испарения» на основе расчетов В.Дансгора, который расчетным путем показал, что при значительном участии испарения в рэлеевском процессе изотопные значения осадков смещаются от глобальной линии метеорных вод. 27 Рис. 2.16. Локальные уравнения регрессии (локальные линии метеорных вод) для среднемесячных атмосферных осадков с морских, континентальных тропических и арктических станций международной программы GNIP (по Environmental isotopes…, 2001) На островных станциях соотношение δ18О-δD заметно отличается (рис. 2.17). При образовании осадков (сначала испарении, затем конденсации) 28 содержание стабильных изотопов кислорода и водорода находится в некоем согласовании и связаны коэффициентом, близким к 8 в континентальных районах, близким к 5 в аридных районах и от 2 до 8 на островах. Рис. 2.17. Соотношение δ18О и δD для островных станций. Из В.Дансгора (Dansgaard, 1964) По данным К.Ксю (Xu et al., 2012) значения δD и δ18O в океанических бассейнах хорошо коррелируют между собой (r>0,98), а угловой коэффициент лишь незначительно отличается от 8 в большинстве бассейнов (Атлантический океан: 7,76; Тихий океан: 7,16; Антарктика: 8,47). Наибольшие отклонения этой величины обнаружены для Северного Ледовитого океана: угловой коэффициент здесь составил 10. Для тропических участков океанов угловой коэффициент колеблется в пределах 6,5-6,9, а во внетропических частях океанов он несколько иной: Северная Атлантика – 7,69; Южная Атлантика – 8,39; северная часть Тихого океана – 7,53; южная часть Тихого океана – 8,39. В умеренных и полярных широтах осадки, как правило, превышают испарение. Для оценки степени неравновесности процессов испарения и конденсации осадков здесь можно использовать дополнительный расчетный показатель – дейтериевый эксцесс. Дейтериевый эксцесс dexc. – это излишек (избыток) дейтерия относительно соотношения кислород/дейтерий = 8. Естественно, что в идеальных условиях конденсации или испарения значения dexc = +10‰, однако, 29 идеальных условий конденсации и испарения, а также идеально равновесных условий криогенного и гляциогенного фракционирования в природе почти не наблюдается. Таким образом, степень отличия величины дейтериевого эксцесса от идеального, т.е. от +10‰, можно считать мерой неравновесности процессов фазовых переходов. В.Дансгор показал, что а) равновесный процесс не изменяет dexc в любой фазе; б) неравновесное испарение из ограниченного количества воды уменьшает dexc воды до тех пор, пока обмен не превращается в доминирующий фактор; таким же образом процесс конденсации из ограниченного количества пара будет уменьшать dexc пара, но оказывается, что этот процесс не является всеобщим в природе; в) при неравновесном испарении из неопределенно большого и хорошо перемешиваемого резервуара, dexc воды будет оставаться постоянным и, если пренебречь обменом, dexc пара будет положительным, и он будет увеличиваться вместе со скоростью реакции. В том очень важном случае dexc не только индикатор неравновесных условий, но даже показатель скорости испарения. Далее, предполагая процесс конденсации в равновесном состоянии в природе, среднее значение dexc осадков в данной точке отражает скорость испарения на площади питания. Это оказывается довольно действующим инструментом изотопно-химической метеорологии (Dansgaard, 1964). В то время как значения δ18O и δD в умеренных и высокогорных континентальных районах хорошо коррелируют с температурой приземного слоя воздуха в районе выпадения осадков, дейтериевый эксцесс коррелирует с физическими условиями (влажность, температура морской поверхности и температура воздуха) источника влаги этих осадков (Merlivat, Jouzel, 1979). Кроме того, dexc несет на себе отпечаток преобладающих условий в течение эволюции или смешивания воздушных масс по пути к месту выпадения осадков. Современные исследования изотопного состава осадков показали, что dexc является используемым независимым климатическим параметром для уточнения глобальной модели циркуляции атмосферы (Jouzel et al., 1991; 1994; Ciais et al., 1995; Hoffmann et al., 2000) и изучения характера атмосферной циркуляции в полярных регионах (Petit et al., 1991). Так, например, детальный профиль dexc по кернам Антарктиды для последних 120 тысяч лет, позволил реконструировать условия температуры и влажности в источнике пара (Индийский океан для станции Купол С и Атлантический океан для станции EPICA) и показать, что не всегда изменение изотопных значений в ледниковом керне связано с изменением температурных условий в месте выпадения снега, а обусловлено изменением условий и общей циркуляции атмосферы в определенном секторе океана (Stenni et al., 2010). Также дейтериевый эксцесс успешно применяется в изучении процессов внутриконтинентального испарения озер и внутренних морей (Каспийского и Аральского), степени влияния локального круговорота влаги в общей картине формирования 30 осадков региона. Это весьма актуально для Азиатского региона (в частности, Тянь-Шаня и Гималаев), где помимо муссонов, приносящих основную массу осадков, частично влага поступает из внутренних континентальных районов (Pang et al., 2010). Долгопериодные среднемесячные и годовые значения dexc, полученные по сети станций GNIP по всему миру, характеризуют фундаментальную глобальную, региональную и локальную картину распределения значений dexc (рис. 2.18). Рис. 2.18. Связь средних многолетних значений дейтериевого эксцесса с δ 18O на станциях GNIP, находящихся на разных широтах (по K.Froehlich et al., 2003) Высокие значения dexc больше 15‰ характерны для станций, получающих осадки со Средиземноморья – Израиль, Саудовская Аравия, Кипр. Эти высокие значения dexc отражают специфические условия образования пара над восточной частью Средиземного моря (Gat, Carmi, 1970). Средние годовые значения dexc ниже 0 наблюдались на станциях с высокой температурой и/или низким давлением водяного пара, например, Венесуэла, Мали, Чад, где процессы изотопного фракционирования, связанные с частичным испарением падающих капель дождя (Stewart, 1975), влияют на значение дейтериевого эксцесса осадков. По соотношению величины дейтериевого эксцесса и δ18O можно выделить три группы станций: первая включает станции с высокими значениями δ18O и дейтериевого эксцесса, варьирующего от 5 до 15‰ (см. рис. 2.18). Эти станции, располагающиеся на широтах от 45° ю.ш. до 45° с.ш., в основном, получают осадки из тропических и субтропических океанических районов. Вторая группа, характеризующаяся значениями δ18O на 3‰ меньше и вариациями дейтериевого эксцесса от 5‰ до 12‰, представляет станции на широтах от 45° до 60° в обоих полушариях. 31 Уменьшение δ18O относительно первой группы указывает на эффект потери водяного пара (вымывания) (модель дистилляции Рэлея) в течение движения воздушных масс к полюсам. Перемешивание с водяным паром, испарившимся над более северными (южными) океаническими районами также может вносить вклад в уменьшение значений dexc. Станции, получающие осадки из Средиземного моря, составляющие третью группу, характеризуются значениями дейтериевого эксцесса больше 15‰. Осредненные значения температуры воздуха, влажности, δ18O и дейтериевого эксцесса по атлантическим станциям GNIP представлены на рис. 2.19. Рис. 2.19. Долгопериодные средние температуры воздуха, 18 влажности, δ O и дейтериевого эксцесса по атлантическим станциям GNIP (по K.Froehlich et al., 2003) Средние многолетние значения дейтериевого эксцесса демонстрируют выраженную сезонность: для Северного полушария дейтериевый эксцесс по всем станциям имеет максимальное значение в декабре-январе и минимальное – в июне-июле. Это обусловлено неодинаковым испарением летом и зимой (рис. 2.20). В Южном полушарии сезонные вариации dexc имеют сдвиг по фазе на 6 месяцев относительно северного полушария. Амплитуда сезонных вариаций больше в Северном полушарии, чем в Южном. Скорее всего, это связано с неравномерным соотношением суша/океан в обоих полушариях. Летом относительная влажность может достигать меньших значений на суше, чем на море. Таким образом, подоблачное испарение и, следовательно, уменьшение значений дейтериевого эксцесса, имеет большее влияние в Северном полушарии (Froehlich et al., 2003). Эффект сезонности поведения дейтериевого эксцесса проявляется в уменьшении значений dexc в летние месяцы и увеличении значений в зимний период, как это было установлено для станции в г.Вена (рис. 2.21). Хорошо видно, что значения dexc в Вене летом составляют около 4,5‰, в зимние месяцы повышаются до 9-11‰. 32 Рис. 2.20. Долгопериодные сезонные значения дейтериевого эксцесса (по K.Froehlich et al., 2003): 1 – в южном полушарии; 2 – в северном полушарии Рис. 2.21. Сезонный ход значений 18О и дейтериевого эксцесса на 4 станциях сети GNIP (по K.Froehlich et al., 2003): 1 – Генуя (44о с.ш., 8,9 в.д.), 2 – Гибралтар (36,2о с.ш., 5,4о з.д.), 3 – Пунта Делагата (37,8о с.ш., 25,7о з.д.), 4 – Вена (48,3о с.ш., 16,4о в.д.) Меньшие значения дейтериевого эксцесса в весенние месяцы по сравнению с осенними месяцами связаны с относительно большим испарением падающих капель дождя весной. Испарение падающих капель приводит к заметному уменьшению значений эксцесса. На станции в Гибралтаре диапазон колебаний dexc в течение года составляет около 8‰ (от 4,5‰ летом до 12‰ зимой). 33 Контрольные вопросы 1. Когда и с какой целью была организована сеть станций МАГАТЭ и ВМО? 2. Когда и с какой целью была организована программа GNIP? 3. Есть ли станции GNIP на территории России? 4. Для чего применяется анализ изотопов водорода и кислорода атмосферных осадков? 5. Что такое Глобальная линия метеорных вод (ГЛМВ) и что такое локальная линия метеорных вод (ЛЛМВ)? 6. От чего зависит наклон линии регрессии 18O – D? 7. Каким коэффициентом связано содержание стабильных изотопов кислорода и водорода в разных районах земного шара? 8. Как рассчитывается дейтериевый эксцесс dexc и какие бывают его значения в осадках? 9. В каких районах наблюдаются средние годовые значения dexс в осадках ниже 0? 10. Для каких районов характерны высокие значения dexc в осадках больше 20‰? 11. Как выражается сезонность в средних многолетних значениях дейтериевого эксцесса? 34 Глава 3. Временнáя и пространственная изменчивость изотопного состава атмосферных осадков На изотопный состав атмосферных осадков влияют такие физические процессы, как испарение в источнике влаги, дальность переноса воздушных масс и условия конденсации (интенсивность осадков, температура окружающего воздуха). Все это отражается в изотопном составе осадков. Температурный эффект, т.е. зависимость изотопного состава выпадающих осадков от температуры окружающего воздуха, является причиной существования сезонности изотопного состава осадков, а также таких изотопных эффектов как широтный, высотный, континентальный и количественный. 3.1. Сезонность вариаций изотопного состава атмосферных осадков Детальное изучение вариаций среднемесячных значений 18O в зависимости от температуры было проведено Я. Юртсевером (Yurtsever, 1975). Он исследовал циклические колебания значений 18O в сериях образцов атмосферных осадков, используя спектральный и автокорреляционный анализы данных 39 станций ВМО/МАГАТЭ с шестилетним или более длительным рядом наблюдений. Для большинства станций была зафиксирована сезонность изотопного состава осадков – обнаружен 12месячный цикл изменений 18O, определяемый годовым ходом температуры. Годовые сезонные колебания гораздо более выражены на континентальных станциях, где связь с температурой хорошо выражена, на прибрежных и островных станциях вариации 18O меньше и связь с температурой нередко очень слабая. Сезонный ход содержания 18O и 2Н в осадках на метеоплощадке в г. Вена хорошо коррелирует с температурой (рис. 3.1). Рис. 3.1. Сезонные значения D и 18О в осадках в г.Вена (по Y.Yurtsever, J.Gat, 1981) 35 Отчетливо видно, что максимальным значениям среднемесячных температур около +20оС соответствуют максимальные значения 18О от –2 до –5–6‰ и D от –20 до –40‰. Средняя амплитуда сезонных значений D составляет примерно 120‰. В горных районах (Эцтальские Альпы) диапазон сезонных вариаций D в осадках также составляет более 150‰ (рис. 3.2), максимум отмечается в августе, минимум – в феврале с соответствующими значениями D = –20‰ и D=–175‰ (Stichler, Schotterer, 2000). Изотопный состав атмосферных осадков в Эцтальских Альпах проявляет очень четкую сезонность. На станциях ВМО/МАГАТЭ, участвующих в программе GNIP, в г.Вена и Австрийских Альпах «Виллахер Альпе» и «Фоеркогель» также хорошо видна сезонная вариативность изотопных значений (рис. 3.3). Рис. 3.2. Сезонные вариации D в осадках (1) и речных водах (2) (ручей Рофенахе) в Венте (Эцтальские Альпы, Австрия) (по W.Stichler, U.Schoterrer, 2000) Несмотря на то, что г.Вена характеризует равнинную часть, а станции Фоеркогель и Виллахер Альпе – высокогорную, поведение значений 18О на этих станциях идентичное, а диапазон вариаций – сопоставимый и составляет около 10‰. На Арктических и Антарктических станциях сети GNIP в осадках также фиксируется сезонная изменчивость изотопного состава, но не на всех станциях. Так, например, на станциях Вернадский в Антарктиде и Грённедаль в Гренландии сезонность значений 18О не выражена, а на станциях Халли (Халли Бей) в Антарктиде и Норд в Гренландии она составляет 10‰ (рис. 3.4). 36 Рис. 3.3. Сезонные вариации 18O в атмосферных осадках на станциях Австрийской сети GNIP (по D.Rank, W.Papesch, 2005) Рис. 3.4. Сезонная изменчивость значений 18О в атмосферных осадках на полярных станциях сети ВМО/МАГАТЭ, участвовавших в программе GNIP с конца 1960-х по 1997 г. Это связано с положением станций: в то время как на станции Халли (Халли Бей) в западной Антарктиде годовой ход температуры достаточно выражен, станция Вернадский находится на Антарктическом п-ове в субантарктическом климате с более мягкими температурными условиями. Станция Грённедаль находится на южном побережье Гренландии, вдоль которого проходит теплое течение Ирмингема, вероятно, оказывающее отепляющее влияние, в результате чего сезонные изменения температуры невелики. Станция Норд находится на севере Гренландии в арктическом климате и годовая сезонность температуры, а, следовательно, и изотопного состава осадков четко выражена. 37 Можно сказать, что наиболее часто диапазон годовых вариаций 18О (т.е. сезонность) в атмосферных осадках континентальных районов составляет около 10‰, а D – около 100‰. Но не всегда сезонное изменение изотопного состава осадков диктуется изменением температуры. Так, например, для снега, выпадающего в тропических Андах, характерно сезонное изменение содержания 18О в пределах 20‰ и более, в то время как температура варьирует по сезонам лишь на нескольких градусов (Thompson et al., 2000). К тому же наиболее отрицательные значения 18O приурочены к летнему сезону в отличие от осадков в Северном полушарии, где наиболее отрицательные значения 18O характеризуют зимний сезон. Исследования в тропических Андах на ледниках Уаскаран, Келькайя и Сахама показали, что внутритропическая часть Атлантического океана является основным источником влаги в течение всего года для тропиков Южной Америки. П. Грутесом с соавторами была предложена модель переноса водяного пара и формирования осадков в Перуанских Андах (Grootes et al., 1989), включающая три шага, каждый из которых описывал процесс Рэлея. Схематично эти этапы представлены на рис. 3.5. Рис. 3.5. Схема формирования сезонного изотопного эффекта в осадках горной системы Анд (по P.M. Grootes et al., 1989) Изотопное облегчение происходит потому, что конденсат всегда более обогащен, чем остающийся пар, и при продолжающемся удалении влаги из воздушной массы ограниченного объема, остающийся водяной пар становится все более и более обеднен изотопом 18О. Влага с Атлантики двигается к бассейну Амазонки, где коэффициент удаления пара варьирует от 0% в сухой сезон до 85% во влажный сезон. 38 Результатом этого являются сезонные изменения 18O, достигающие 18,5‰ для осадков, выпадающих у подножия Анд. Затем воздушные массы поднимаются по восточному склону Анд на 5,6 км, чтобы достичь высоты купола Келькайя. Адиабатическое охлаждение и выпадение осадков приводит к дальнейшему уменьшению значений 18O в выпадающих осадках, при этом и для условий максимально влажного и сухого сезонов уменьшение значений почти одинаково (11,2‰ и 11‰ соответственно). Летние снегопады на леднике Келькайя происходят из конвективных ливней, что может уменьшить значение 18O еще на 5‰, создав ожидаемый уровень сезонной изменчивости снегопадов от –10,4 до –33,7‰. Нами также была предложена модель, объясняющая "обратную" сезонную зависимость изотопного состава снега Анд (Васильчук и др., 2001). Мы предположили, что низкие изотопные значения влажного сезона связаны со значительной потерей влаги из воздушных масс, а также с обновлением изотопного состава оставшегося в массе пара за счет испарения с бассейна Амазонки и активных конвективных гроз в районе по мере движения влаги от Атлантики к Андам (рис. 3.6). Рис. 3.6. Модель формирования обратного сезонного изотопного эффекта в южноамериканских Андах: наименее отрицательные – более “тяжелые” значения 18O присущи холодному и сухому зимнему сезону (а), отрицательные более изотопически “легкие” значения 18O – теплому и влажному летнему сезону (б): 1 – снег с изотопным составом –15‰; 2 – снег с изотопным составом –20‰ (по Ю.К.Васильчуку и др., 2001) 39 Основным метеорологическим параметром, определяющим изотопный состав влаги в тропиках, может быть не столько температура, сколько количество и происхождение осадков. Низкое содержание 18O в сезон дождей может быть объяснено увеличением расстояния от основного источника влаги. Ледниковый купол Келькайя расположен на расстоянии 3000 км от Атлантического океана и в 400 км от побережья Тихого океана. Большая часть влаги в теплый сезон дождей приходит с Атлантического океана и при пересечении бассейна Амазонки много раз обновляется, благодаря тропическим грозам (см. рис. 3.6). Потерявшие часть влаги атлантические воздушные потоки подпитываются изотопно-отрицательной влагой, испарившейся с поверхности обширных пресных водоемов бассейна Амазонки, а затем перехватываются восточными хребтами, обуславливая развитие оледенения и снежного покрова на восточной Кордильере в районе 13-15о ю.ш. Воздушные массы из бассейна Амазонки все же достигают Кордильер Бланка и Уайаш, которые поднимаются значительно выше, чем Восточная и Центральная Кордильеры. Здесь находится самый значительный в тропиках район оледенения и устойчивого снежного покрова. После этого эти изотопнолегкие воздушные массы направляются западнее, в район купола Келькайя и формируют относительно изотопно-легкий снежный покров. Зимой же испарение с территории Амазонки значительно слабее, к тому же усиливается влагоперенос изотопно-тяжелых масс с поверхности ближе расположенного Тихого океана. Поэтому зимний снежный покров здесь изотопически тяжелее. Такая же "обратная" сезонность в содержании 18О была обнаружена для снега на северном склоне Гималаев. Сезонные вариации значений 18O в трех снежных шурфах позволили распознать зимние и летние горизонты с более низкими значениями 18O для летних и менее низкими значениями 18O для зимних слоев (Kang et al., 2002). Как показали исследования в тропиках (Dansgaard, 1964; Rozanski et al., 1993), а также и во внетропических районах, как например, на горе Логан в Канаде (Holdsworth et al., 1991) существует корреляция между количеством месячных осадков и содержанием стабильных изотопов, когда летние осадки (максимум осадков) характеризуются более негативными значениями 18O. На многих тропических станциях средние месячные значения 18O имеют обратную корреляцию с температурой, что указывает на доминирующую роль количественного эффекта (количества выпадающих осадков) в сезонности значений 18O осадков. Измерения осадков и снежного покрова в Гималаях и южных районах Тибетского плато подтвердили доминирование количественного эффекта в сезонных вариациях 18O осадков (Wushiki, 1977; Tian et al., 1996; AraguasAraguas et al., 1998; Kang et al., 2000). Как и на многих тропических станциях, 40 более негативные значения 18O в свежевыпавшем снеге на леднике Дасуопу и Ист-Ронгбак отмечаются в период летнего муссона из-за сильного удаления тяжелых изотопов в течение интенсивного муссонного дождя, который распространяется от побережья Индийского океана до Гималаев. В Центральной Америке сезонность изотопного состава явно выражена при переходе от сухого сезона к периоду дождей. Так, в Коста-Рике работают 17 станций ВМО/МАГАТЭ по программе GNIP, на которых производился отбор проб на ежемесячной основе. На рис. 3.7 хорошо видна сезонная изменчивость изотопного состава дождей в течение года. В течение сухого сезона (с января по апрель) количество выпадающих осадков минимально, а значения 18О наивысшие, в то время как в течение влажного сезона (остальная часть года) значения 18О низки. Рис. 3.7. Среднемесячные значения 18О в осадках на станциях сети ВМО/МАГАТЭ в Коста Рике (по M. Lachniet, W. Patterson, 2002) Диапазон вариаций 18О велик в мае, достигая почти 10‰, что связано с началом сезона дождей, мощной разгрузкой воздушных масс и прохождением над Коста-Рикой внутритропической зоны конвергенции. Наименьший диапазон вариаций изотопного состава характерен для сухого сезона, когда количество осадков наименьшее. 3.2. Изотопное истощение атмосферных осадков во времени и пространстве По многолетним наблюдениям на станциях сети GNIP установлено несколько выраженных изотопных зависимостей, связанных с изотопным истощением атмосферных осадков во времени и пространстве – это так называемые широтный, высотный и количественный эффекты. 41 3.2.1. Широтный эффект Проявление широтного изотопного эффекта является прямым следствием связи значений δ18О с температурой приземного слоя воздуха. Средние многолетние значения δ18О и δ2Н в осадках и среднегодовая температура воздуха в месте их выпадения связаны прямой зависимостью. Прогрессивное выпадение осадков по модели фракционирования/конденсации Рэлея выражается как широтный изотопный эффект в осадках – это изменение значений δ18О и δ2Н с изменением широты местности. Как правило, с увеличением широты местности изотопный состав осадков становится более отрицательными, и δ18О уменьшается на примерно –0,6‰/1о широты для морских и континентальных станций в Европе и США и на –2‰/1о широты в Антарктиде. Широтный эффект проявляется как в среднемноголетнем масштабе, так и в отдельных случаях выпадения осадков. Я. Юртсевер и Дж. Гэт к 1981 году по сети осадкомерных станций МАГАТЭ/ВМО, включавшей тогда 144 станции, получили взаимосвязь значений 18O в осадках с широтой станций, на которых они отбирались. Это отражено на рис. 3.9, где значение изотопного состава осадков на каждой из станций помещено на шкалу широты. Рис. 3.9. Широтный эффект изотопного состава осадков на станциях GNIP в зависимости от широты нахождения станции (по Y.Yurtsever, J.R.Gat, 1981): значения 18О на островных (1), прибрежных (2) и континентальных (3) станциях 42 Станции, находящиеся на высоких широтах, как в северном, так и в южном полушариях, демонстрируют более негативные значения 18O в осадках, чем станции, находящиеся ближе к экватору. Обстоятельные наблюдения за изотопным составом осадков летнего и зимнего сезонов в Канаде продемонстрировали достаточно строгую широтную зональность распределения D (рис. 3.10). Рис. 3.10. Широтный эффект в распределении дейтерия в зимних (а) и летних (б) осадках на территории Канады (по R.M.Brown, 1970) Изотопный широтный эффект в осадках Гренландского ледникового покрова по расчетам В.Дансгора для 2Н соответствует приблизительно 8‰ на 1о широты вдоль побережья северной Гренландии. Аналогичный эффект для осадков Исландии составляет около 7,5% по 2Н на 1о широты. Заметное проявление широтного эффекта, выраженного в уменьшении 18 δ O с возрастанием широты даже на коротком расстоянии, было обнаружено в 2000 г. в снеге на поверхности морского льда вдоль финского побережья 43 Балтийского моря (Granskog et al., 2003). Мощность снежной толщи на поверхности ледового покрова Балтийского моря и на побережье Ботнического залива варьировала от 5 до 40 см. Снежный покров в разных точках отбора был представлен как сухим рыхлым снегом, так и значительно уплотненным, а также подвергшимся таянию и повторному замерзанию. Снег отбирался по транссекту с 60 по 65о с.ш. и с 21 по 26о в.д. Значения δ18O изменялись на 7‰, варьируя от –10‰ до –17‰ и уменьшались с возрастанием широты почти линейно примерно на 1,3‰ на 1о широты (рис. 3.11, а). Интересно, что никакой связи изотопных значений с долготой здесь не обнаруживается и широта местности является доминирующим фактором в формировании изотопного состава снега в этом районе северной Прибалтики. Рис. 3.11. Широтный эффект в снеге: а) Прибалтики (по M. Granskog et al., 2003) и б) Антарктиды (по В.И. Николаеву и др., 2001): 1 – лед; 2 – снег; 3 – вода В поверхностном снеге Антарктиды по меридиональному профилю Пэтриот Хиллс – Южный полюс от 80о ю.ш. (профиль охватил 10о по широте, изменение абсолютной высоты составило 1130 м) градиент изменения содержания 18O на 1о широты составил 1,77‰ (Николаев и др., 2001). Это весьма значительная величина, и возможно, она является результатом наложения проявления как широтного, так и высотного эффекта (рис. 3.11, б). Если из полученного значения 1,77‰/1ошироты вычесть величину высотного эффекта (0,7‰/100 м), широтный эффект в чистом виде можно оценить примерно в изменении концентрации 18O на 1‰ на 1о широты. Широтный изотопный эффект, проявляясь совместно с континентальным изотопным эффектом, особенно существенен для Полярного Урала, куда 44 осадки приносятся атлантическими и арктическими воздушными массами, преодолевая значительные равнинные пространства Европейской территории и Большеземельской тундры. Так, нами было установлено проявление широтного эффекта в свежевыпавшем снеге на северо-западе России, выраженного в уменьшении значений 18О и δD на 1,4‰ и 10,8‰ на 1о широты соответственно (Васильчук и др., 2004). 3.2.2. Континентальный эффект Континентальный изотопный эффект – это уменьшение значений 18О и δD выпадающих осадков при удалении от источника пара – океана. В частности, когда мы говорим об атмосферных осадках, то под континентальным эффектом понимаем изменение изотопного состава в зависимости от удаления от побережья. Схема проявления континентального изотопного эффекта приведена на рис. 3.13, средние, минимальные и максимальные многолетние значения 18О на станциях GNIP от Атлантики до Перми хорошо иллюстрируют проявление континентального эффекта (рис. 3.14). Рис. 3.13. Изменение изотопного состава атмосферной влаги на пути от испарения на западе над Атлантикой до выпадения на севере Якутии и Западной Чукотки (из Ю.К.Васильчук, В.М.Котляков, 2000) На схеме (см. рис. 3.13) Ю.К.Васильчуком упрощенно показано, что последовательное выпадение осадков приводит к изотопному облегчению воздушной массы, которая при дальнейшем продвижении от Европы к Сибири и Якутии, продуцирует все более изотопно отрицательные снежные осадки. 45 Рис. 3.14 Проявление эффекта континентальности в изменении значений δ18O на транссекте с Северной Атлантики до Перми по данным GNIP (по U. Schotterer et al., 1996): 1 – летние осадки; 2 – зимние осадки; 3 – среднегодовые значения Из облака всегда выпадают сначала изотопно тяжелые молекулы, и в оставшемся паре, таким образом, изотопный состав становится легче, т.е. более отрицательным. Этот, уже более изотопически отрицательный пар в облаке, перемещаясь над континентом, еще много раз конденсирует, и в ходе этой конденсации опять выпадают наиболее тяжелые молекулы, но так как изотопный состав пара уже легче первоначального, выпадающие из него осадки также будут легче (т.е. изотопически отрицательнее) первоначальных. Поэтому снег, выпавший над Западной Сибирью, будет изотопически легче снега, выпавшего над Европой (см. рис. 3.13). Это приводит к тому, что средние многолетние значения изотопного состава осадков в городах, находящихся на одной широте, становятся легче от Европейского побережья до Сибири (см. рис. 3.14). Континентальный эффект проявляется не только на больших расстояниях, но и в пределах первых сотен километров от побережья. Значения 18О дождевых осадков Панамы, измеренные по сети станций ВМО/МАГАТЭ в рамках программы GNIP, показали небольшой тренд при удалении от побережья Карибского моря. Среднегодовое значение 18О на побережье составляет –3,2‰, а на максимальном удалении от Карибского моря (побережье Тихого океана) 18О = –8,5‰. Изотопный состав поверхностных вод в целом наследуют изотопные значения дождевых осадков (рис. 3.15), при 46 этом процессы испарения не оказывают заметного влияния на изотопные значения и соотношение 18О-D. Рис. 3.15. Изотопный состав поверхностных вод и атмосферных осадков в зависимости от удаления по побережья Карибского моря (по M. Lachniet et al., 2007): 1 – значения 18О поверхностных вод на расстоянии до 100 км от побережья, 2 – значения 18О поверхностных вод на расстоянии от 100 до 250 км от побережья; 3 – среднее значение 18О для района до 100 км от побережья; 4 – значения 18О в сталагмитах; 5 – среднее значение 18О для района от 100 до 250 км от побережья; 6 – значения 18О в дождевых осадках на станциях ВМО/МАГАТЭ; 7 – линия тренда Судя по распределению 18О в дождевых осадках (см. рис. 3.15) при удалении всего на 100 км от побережья значения изменились почти на 4‰, это очень большой градиент, в 10 раз больше, чем отмечалось, например, для Европейской территории и Сибири. 3.2.3. Высотный эффект Высотный изотопный эффект – это изменение изотопных значений с высотой, выражающееся в уменьшении значений 18О и D с увеличением высоты местности на 100 метров подъема. 47 Из-за уменьшения давления с увеличением высоты местности (обычно на –1,2% на 100 м), для достижения насыщения водяного пара необходимо все большее снижение температуры, чем и определяется выпадение осадков в горах. Основываясь на установленной связи падения температуры воздуха с высотой У.Зигенталер и Х.Эшгер (Siegenthaler, Oeschger, 1980) посчитали, сколько должно составлять падение значений 18О и D (что прямо вызвано снижением температуры на –0,53оС/100). Температурный изотопный эффект был ими подсчитан как: ∆δ18О ≈ –0,2‰/100 м ∆δD ≈ –1,5‰/100 м В реальности величина высотного градиента может варьировать в зависимости от географических районов и сезонов выпадения осадков, в большинстве горных систем наблюдаемый изотопный эффект 18О составляет от –0,1 до –0,6‰/100 м, а 2Н – от –1 до –4‰/100 м. Интересно, что в глобальном масштабе градиент изменения 18О неодинаков для разных высот, так, М.Паже и К.Чамберлен сообщают, что на высотах до 5000 м он составляет –0,28‰/100 м, а для высот более 5000 м, по данным Ж.Ли градиент = –0,4‰/100 м. Однако необходимо рассмотреть еще один фактор, меняющий изотопный состав. Это изотопное обогащение тяжелым кислородом и дейтерием капель дождя при их падении, которое велико на небольших высотах, где уровень облаков обычно высок относительно поверхности земли. Это так называемый «псевдо-высотный эффект», который наблюдается в межгорных долинах. Это обогащение при испарении также приводит к заметному падению величины дейтериевого эксцесса и таким образом, дейтериевый эксцесс маркирует этот процесс. Уменьшение величины высотного изотопного градиента можно видеть и в изотопном составе атмосферных осадков на восточном склоне Анд (рис. 3.16), где он составил –0,6‰/100 м на высотах менее 2000 м и –0,2‰/100 м на высотах более 2000 м. Рис. 3.16. Высотный изотопный эффект в осадках на восточном склоне Анд. Величина градиента изменяется от –0,6 до –0,2‰ по 18О на 100 м высоты (по J.C. Vogel et al., 1975) 48 Наблюдаемый высотный изотопный эффект по 18О составляет от –0,1 до –0,6‰/100 м (Vogel et al., 1975). Для прибрежных районов США высотный эффект 2Н составил –4‰/100 м (Friedman et al., 1964), Х.Мозер сообщает для Германии величину изотопного градиента по 2Н = –2,5‰/100, а для Чили градиент изменения 2Н с высотой составил от –1‰ до –4‰/100 м. Изменение характера высотного изотопного градиента зафиксировано также для дождя на горе Этна (D’Alessandrо et al., 2004). На г.Этна в течение 3 лет с октября 1997 по октябрь 2000 г. измерялся изотопно-кислородный состав дождя на разных высотных уровнях (от уровня моря до высоты 2900 м), и получены два значения высотного изотопного градиента: –0,27‰/100 м для высот до 1000 м и –0,06‰/100 м для высот от 1000 до 2900 м (рис. 3.17). Рис. 3.17. Высотный изотопный эффект в атмосферных осадках на г.Этна, измеренный с 1997 по 2000 гг. (по D’Alessandro et al., 2004) В нижней высотной зоне полученный высотный изотопный градиент коррелирует со средним значением градиента для низкогорий, которое составляет –0,28‰/100 м (Poage, Chamberlain, 2001. В верхней высотной зоне значение градиента сильно падает, а некоторые авторы отмечают, наоборот, даже тенденцию возрастания градиента с высотой (Scholl et al., 1996). 49 На северо-западе Канады было установлено интересное распределение изотопных значений на высотах более 1750 м (Holdsworth et al., 1991). Здесь обнаружены две «нормальные» градиентные зоны (интервалы высот 17503350 м и 5300-5930 м), разделенные зоной безградиентных изотопных значений (от 3350 до 5300 м). Авторы объясняют это существованием двух вертикальных зон, для которых источники влаги находятся в разных тропосферных зонах, разделенных слоем смешения воздушных масс (Holdsworth et al., 1991; D’Alessandro et al., 2004). Р.Гонфиантини с соавторами (Gonfiantini et al., 2001) исследовали проявление высотного изотопного эффекта в осадках на г.Камерун в Африке и вдоль двух трансcектов от р.Амазонки до высокогорного плато Альтиплано в Боливии. Интересно, что в Боливии отмечены низкие значения δ18О и δD в летних дождях, и высокие в зимних осадках. При этом соотношение δD и δ18О линейно и имеет коэффициент 7,5. Высотный изотопный градиент для двух транссектов Боливии в диапазоне высот от 0 до 6000 м составил –0,24‰/100 м. На горе Камерун высотный изотопный градиент составил –0,15‰/100 в диапазоне высот от 0 до 4000 м (Gonfiantini et al., 2001). Высотный изотопный эффект выражен в дождевых осадках предгорья Гималаев. В районе Гошер, Уттараханд, Индия были отобраны образцы дождя в течение сентября и декабря 2004 г., высотный градиент на высотах 750-1200 м составил –0,55‰/100 м и –3,8‰/100 м для δ18О и δD соответственно (рис. 3.18). Изотопный состав воды ручья близок к составу дождевой воды (Shivanna et al., 2008). Рис. 3.18. Проявление изотопного высотного эффекта в дождевых осадках низкогорья Гималаев. Пунктирная линия показывает изотопный состав воды ручья (по K.Shivanna et al., 2008) В атмосферных осадках Эквадора по многолетним наблюдениям высотный изотопный эффект по δD составил не более –1,65‰/100 м, что соответствует примерно –0,2‰/100 м по δ18О. Эти данные получены по 50 среднегодовым значениям δD на 12 станциях сети МАГАТЭ, расположенных в диапазоне высот от уровня моря до 3150 м (Hobson et al., 2003). Хорошо заметно проявление высотного изотопного эффекта в снежных осадках, выпадающих в ледниковых районах. Нами были выполнены изотопные исследования снега зимой 2001 г. на разных высотах на леднике Гарабаши, расположенном на южном склоне Эльбруса. В распределении изотопного состава в поверхностном снеге на высотах от 3100 до 3900 м, относящемуся к одному снегопаду 8 февраля 2001 г., четко видна высотная зависимость – уменьшение значений δ18O и δD с увеличением высоты (рис. 3.19). Рис. 3.19. Высотный изотопный эффект в свежевыпавшем снеге на леднике Гарабаши (снегопад 08.02.01): 1 – 18О, 2 – 2Н (по Ю.К.Васильчуку, Ю.Н.Чижовой и др., 2005) В образце снега на высоте 3100 м значение δ18O составило –17,81‰ (δD равна –128,1‰), а в образце, отобранном на высоте 3900 м δ18O = –28,24‰ (δD = –217,1‰) и, таким образом, высотный изотопный эффект составил –1,3‰ по δ18O и –11,1‰ по δD на 100 м высоты. Судя по распределению δ18O и δD в январском свежевыпавшем снеге (2001 г.) на леднике Гарабаши и прилегающем склоне (см. рис. 3.19), градиенты Δδ18O/высота и ΔδD/высота неодинаковы на разных высотах. В интервале высот 3100-3400 м они явно больше, составляя –2,4‰/100 м по Δδ18O и –20‰ по ΔδD по сравнению с –0,6‰/100 м по Δδ18O и –6‰ по ΔδD на высотах 3400-3900 м. 51 Градиент Δδ18O в зоне аккумуляции ледника Гарабаши очень близок к наиболее часто отмечаемому градиенту в большинстве горных регионов, где этот градиент обычно варьирует от –0,3 до –0,8‰/100м. Значения же Δδ18O в зоне абляции ледника и прилегающем склоне аномально велики и, вероятно, связаны с интенсивной разгрузкой воздушных масс на этих высотах при подступах к леднику. Здесь наблюдается та же особенность, что и на горе Этна, когда на небольших высотах градиент более выражен, а с высотой он резко уменьшается, хотя абсолютные значения градиентов на Эльбрусе и г.Этна заметно отличаются. Нами зафиксировано отсутствие выраженного высотного изотопного эффекта в поверхностном снеге на леднике Гарабаши в летние сезоны: в поверхностном снеге 1998 г. высотный изотопный эффект отсутствовал (рис. 3.20, а), а в 2008 г. выражен даже обратный эффект (рис. 3.20, б). Рис. 3.20. Отсутствие высотного изотопного эффекта в поверхностном снеге на леднике Гарабаши летом 1998 г. (а) и летом 2008 г. (б) (по Ю.К.Васильчуку, Ю.Н.Чижовой, 2010) На примере ледника Гарабаши хорошо видно, что высотный изотопный эффект имеет черты сезонности, проявившейся в выражении высотного градиента зимой и отсутствии его летом. Однако даже в зимние месяцы проявление высотного изотопного эффекта может нарушаться ветровым перераспределением снега или быстрой конденсацией из единого облака над всем склоном, в последнем случае выпадающие осадки имеют одинаковый изотопный состав. Отсутствие высотного изотопного эффекта в летний сезон мы связываем с неравномерным таянием снега на леднике: ниже снеговой линии верхние весенние горизонты снега стаивают и на поверхности оказываются горизонты зимнего снега, изотопически очень отрицательные, 52 при этом выше снеговой линии весенний, изотопически более тяжелый снег остается. Таким образом, в поверхностном снеге снизу вверх по склону может наблюдаться даже обратная высотная изотопная зональность. Высотный изотопный эффект был установлен для атмосферных осадков Швейцарских Альп. В ходе исследования изотопного состава с 1994 по 2001 г. на 5 станциях, расположенных в диапазоне высот от 379 м (ст. Локарно) до 1950 м (ст. Гримзель) было получено среднее значение высотного градиента около –0,2‰/100 м при уменьшении средних значений δ18O от –9,69‰ в Берне (высота 541 м) до –13,25‰ на ст. Гримзель (рис. 3.21). Рис. 3.21. Высотный изотопный эффект в атмосферных осадках Альп для периода с 1994 по 2001 гг. (по M.Schürch et al., 2003): 1 – средние экстремально низкие значения, 2 – средние значения, 3 – средние экстремально высокие значения При этом закономерное облегчение изотопного состава осадков с высотой было получено не только для средних многолетних значений, но и для экстремально низких и экстремально высоких для этого района значений δ18O и δD (Schürch et al., 2003). На леднике Баишуи, в горах Хендгдуан в Китае (южное окончание Тибетского плато), было зафиксировано проявление «нормального» высотного изотопного эффекта в поверхностном слое зимнего снега и свежевыпавшем летнем снеге, при этом в лежалом снежном покрове в летний сезон отмечена обратная высотная изотопная зональность (Pang et al., 2006). Образцы зимнего снега отбирались в ноябре 2002 г., летнего – в июле 2000 г. В зимний сезон на транссекте от высоты 3200 до 4900 м в свежевыпавшем снеге среднее значение 53 δ18O = –10,56‰, а градиент δ18O относительно высоты составил –0,22‰ /100 м (рис. 3.22). Рис. 3.22. Проявление нормального высотного изотопного эффекта в свежевыпавшем зимнем и летнем снеге и «обратного» высотного изотопного эффекта в лежалом летнем поверхностном снеге на леднике №1 Баишуи, Китай (по M.Pang et al., 2006) Летом по значениям δ18O в лежалом поверхностном снеге выше снеговой линии (4800-5050 м) был выявлен обратный высотный эффект – при среднем значении δ18O = –6,57‰ градиент составил 1,37‰/100 м. По нашему мнению это могло быть или следствием метаморфизма снега (возможно активной сублимации), усиливающегося с понижением температуры с высотой или уже в первично выпавшем снеге зафиксирован обратный изотопный градиент, что изредка наблюдается в горах, например, отмечено в Скалистых горах в Канаде (Moran et al., 2007). При этом в летнем снегопаде ниже снеговой линии (4420-4750 м) «нормальный» высотный изотопный эффект ярко выражен и составил –1,3‰ /100 м при средних значения δ18O = –9,48‰. Авторы указывают на возможную причину такого большого значения изотопного градиента: по их мнению снег мог подвергнуться испарению и таянию (несмотря на то, что летний свежевыпавший снег был отобран всего лишь через день после выпадения), которое усиливается с понижением высоты, и таким образом на меньших высотах снег может изотопически обогащаться по сравнению со снегом на больших высотах, что увеличивает значение градиента. Нам это объяснение не представляется таким уж очевидным, т.к. за сутки на высотах выше 4 км вряд ли метаморфизм снега может быть столь значительным, скорее причиной является первичная высотная 18 дифференциация δ O в свежевыпавшем снеге. В этом исследовании отчетливо выражена сезонность высотного изотопного распределения и градиента. Высотный изотопный эффект изучался на леднике Робертсон в Скалистых горах Канады – было исследовано изменение изотопного состава 54 свежевыпавшего снега семи зимних снегопадов в диапазоне высот от 1800 до 3000 м. В снегопадах №7 и №2 Т.А.Моран с соавторами (Moran et al., 2007) зафиксировали отрицательную величину градиента, составляющую –0,02 и –0,3‰/100 м, соответственно, в остальных случаях выпадения осадков высотный изотопный градиент был положительным (рис. 3.23). Рис. 3.23. Распределение значений 18О в свежевыпавшем снеге с высотой на леднике Робертсон в Скалистых горах, Канада (по T.Moran et al., 2007): 1– 7 – номера снегопадов Для каждого снегопада изучалась синоптическая ситуация. Это изучение показало, что снегопады №2 и №7 (средние значения δ18O для которых составили –26,5 и –23,0‰ соответственно), прошедшие в марте, сопровождались поднятием воздушных масс по склону, снегопады №1, №4, №6 (февраль, ноябрь, февраль), в которых градиент был положительным, но не превышал 1‰/100 м при средних значениях δ18O = –22,6, –27,7 и –22,0‰, соответственно, были результатом западного переноса, а снегопады №3 и №5 (ноябрь, январь), в которых градиенты положительны и весьма значительны при средних значениях δ18O= –30,0 и –29,5‰, были результатом северозападного переноса воздушных масс (Moran et al., 2007). Самым примечательным в этом исследовании является то, что положительный градиент, т.е. обратный высотный изотопный эффект, отмечен в свежевыпавшем снеге конкретного снегопада в зимний сезон. Высотный изотопный эффект изучался в горах Аляски. Исследовались снежные осадки и снежный покров в различных местоположениях на разных высотах – на 19-ти станциях от побережья до ледника Логан (гора Логан), расположенного на высотах от 4000 до 6000 м (рис. 3.24). 55 Рис. 3.24. Высотный изотопный эффект в снеге Аляски (по D.Fisher et al., 2004): 1 – среднегодовые значения 18О, 2 – модель, 3 – область моделирования На разных высотах значения градиента δ18O/высота заметно изменяются: от 0 до 2000 м градиент составил около –0,65‰/100 м, а на высотах от 2000 до 6000 м значение градиента составило –0,3‰/100 м (Fisher et al., 2004). Зависимость значений 18O и D от высоты прослеживается и в поверхностных слоях снежного покрова Антарктиды и Гренландии. Однако, высотная изотопная зональность в Антарктиде имеет свои особенности – так, значения 18O и D в снеге и фирне, отобранном в краевой зоне Восточной Антарктиды ниже 1000 м над уровнем моря, почти не зависят от высоты. Это объясняется характером рельефа этой части Антарктиды, где на расстоянии всего 40-50 км от побережья высота поверхности достигает 1000 м. Высота 1000 м примерно соответствует нижнему уровню выпадения осадков, и температуры у поверхности ледникового покрова не отражают первоначальных условий конденсации атмосферной влаги. Почти постоянный изотопный состав снега в береговой полосе может быть обусловлен ветровым перераспределением (Васильчук, Котляков, 2000). Другой причиной служит абляция, затрагивающая, главным образом, летние осадки и уменьшающаяся вверх по склону. Отсутствие связи между поверхностными температурами и температурами конденсации осадков, вероятно, объясняет и результаты изотопных исследований на куполе Лоу, где абсолютная высота изменяется от 300 до 1400 м на протяжении 100 км. Высотный изотопный эффект оказался здесь ниже ожидаемого. Однако по данным 23 станций Антарктического полуострова (согласно сообщению В.Дансгора), значения 18O (от –12,6 до –27,9‰) в интегральных пробах, отбиравшихся из скважин на протяжении 15 лет, хорошо коррелируют с 56 температурой на глубине 10 м, а зависимость изотопного состава осадков от температуры удовлетворительно описывается простой рэлеевской моделью. В отличие от прибрежных станций, все внутриконтинентальные гренландские и антарктические станции, находящиеся выше 1400 м и далее 100 км от побережья, показывают обычный изотопный эффект, т.е. уменьшение значений 18O и D с увеличением абсолютной высоты местности. В целом и в сравнительно простом рельефе Антарктиды и Гренландии, и в более сложном горном рельефе уменьшение 18O на 100 м высоты находится в пределах –0,5 ± 0,35‰ (Васильчук, Котляков, 2000). Можно заключить, что основными причинами нарушения нормального изотопного высотного распределения являются неравномерное таяние на разных высотах (стаивание весеннего снега в зоне абляции), ветровое перераспределение снега и выпадение снега из одного облака, распространяющегося над всем горным склоном, в результате чего на всех высотах выпадает снег одного состава. 3.2.4. Количественный эффект Одним из важных является так называемый количественный изотопный эффект, связанный с интенсивностью и стадией сравнительно длительного выпадения атмосферных осадков (снега или дождя). Как правило, изотопный состав осадков, выпадающих в континентальных районах, связан с температурными условиями, вследствие чего в теплый сезон значения 18О осадков высоки, а в холодный сезон года значения 18О уменьшаются. Однако, существует один фактор, меняющий картину изотопного распределения – это количественный эффект, который связан не столько с температурой, сколько с количеством выпадающих осадком (Dansgaard, 1964). Основным результатом проявления количественного эффекта является сильное уменьшение значений 18О в условиях, когда температуры приземного слоя воздуха достигают или превышают +20оС и выпадает большое количество осадков (рис. 3.25). На высокоширотных станциях, как например, на станции Алерт, СевероЗападные Территории, изотопный состав осадков контролируется в основном температурой, которая к тому же не достигает рубежа +20оС (рис. 3.26, а). На низкоширотных станциях, например, в Панаме, температура круглый год постоянна и составляет более 20оС. Изотопные вариации осадков в Панаме (рис. 3.26, б) имеют строгую сезонность (около 7‰), обратно пропорциональную количеству выпадающих осадков (Higgins, MacFadden, 2004). 57 Рис. 3.25. Схема проявления количественного эффекта, когда летние дожди при температуре 20оС отличаются пониженными значениями 18О (из P. Higgins, B.J. MacFadden, 2004) Рис. 3.26. Среднемесячные значения температуры, количества осадков и 18О на четырех станциях GNIP (из P. Higgins, B.J. MacFadden, 2004): А – станция Алерт, С-З Территории, Канада, Б – Панама, В – Флагштаф, Аризона, США, Г – Вако, Техас, США. 1 – количество осадков, мм/мес.; 2 – температура воздуха; 3 – граница температуры 20оС проявления количественного эффекта; 4 – значения 18О Более сложная картина складывается, когда температуры приближаются к значениям 20оС, как например, на станции Флагштафф, Аризона, США, где изотопный состав и количество осадков отличается некоторой нестабильностью (рис. 3.26, в). На станции Вако (Техас), средние температуры 58 достигают значения 20оС и превышают его на протяжении половины года (летний сезон). На этой станции отмечается два дождливых сезона: весной и осенью. В результате в изотопном годичном распределении выделяется трехсезонная изотопная изменчивость, связанная с весенними и осенними дождями. Не всегда влияние количественного эффекта проявляется в среднегодовых осредненных значениях 18О и D осадков, этот эффект может играть более или менее заметную роль от года к году. Количественный эффект управляет изотопными значениями осадков территорий с выраженным муссонным климатом (например, Гонконг), как на некоторых станциях GNIP в Китае. На всех станциях (рис. 3.27) за исключением станции Шицзячжуан (несколько удаленной от регионов муссона) значения 18О не коррелируют с температурой: изотопный состав дождей легче, когда температура выше и выпадает наибольшее количество осадков (летний сезон). Осадки конвективных ливней изотопически легче неконвективных (фронтальных, циклонических) осадков средней или небольшой интенсивности. Конвективные (грозовые) тропические ливни – это ливни из перенасыщенных кучево-дождевых облаков, внутри которых действуют мощные конвекционные потоки, отличаются наибольшей интенсивностью, непродолжительны. Так, конвективный ливень в течение летнего муссона в Нигере характеризовался значениями 18О от –2 до –6‰, в то время как неконвективные осадки, выпадавшие перед муссонным сезоном имели 18О = 0 (Risi et al., 2010). Также и в Китае в течение влажного сезона (см. рис. 3.27) выпадали конвективные осадки, связанные с региональным фронтом. Необходимо отметить, что на станции Шиязуанг значения 18О более негативные, чем ожидалось бы исходя только из взаимосвязи изотопного состава с температурой (Dayem et al., 2010). Исследование изотопного состава осадков на о.Уэйк продемонстрировало чёткое проявление количественного эффекта (рис. 3.28). Наблюдается обратная зависимость между количеством выпадающих дождевых осадков и величинами 18О и D. Эта же обратная зависимость прослеживается для изотопного состава осадков на других станциях, расположенных в низких широтах. Это хорошо видно не только для станции на атолле Уэйк, но и на станции Бинза (рис. 3.29) расположенной в пригороде Киншасы (Конго) и для Токио (рис. 3.30). Если для тропических станций подобная обратная зависимость наблюдается круглый год, то для Токио количественный эффект максимально проявляется во время летних дождей, в то время как в зимний период на изотопный состав в гораздо большей степени воздействует температурный фактор, что характерно для средних широт. 59 Рис. 3.27. Сезонный ход 18О, температуры и количества осадков на станциях муссонного климата сети GNIP (из K.Dayem et al., 2010) Рис. 3.28. Проявление количественного изотопного эффекта в дождевых осадках на острове Уэйк (атолл, расположенный в северной части Тихого океана (Океания), на середине пути между Гавайскими островами и островом Гуам). Из В.Дансгора (Dansgaard, 1964): а – вариации содержания тяжёлого кислорода и дейтерия: δ18Оср. и δDср. – средние значения за два соседних месяца; б – количество осадков; в – соотношение количества осадков и δ18Оср 60 Рис. 3.29. Проявление количественного изотопного эффекта в дождевых осадках в Бинза (пригород Киншаса, Конго). Из В.Дансгора (Dansgaard, 1964): а – вариации содержания тяжёлого кислорода и дейтерия: δ18Оср. и δDср. – средние значения за два соседних месяца; б – количество осадков; в – соотношение количества осадков и δ18Оср Рис. 3.30. Сочетание проявления количественного и температурного изотопных эффектов в дождевых осадках в Токио. Из В.Дансгора (Dansgaard, 1964): а – вариации содержания тяжёлого кислорода и дейтерия: δ18Оср. и δDср. – средние значения за два соседних месяца; б – количество осадков; в – средняя температура воздуха на поверхности Таким образом, в дождевых осадках в Токио установлено сочетание проявления количественного и температурного изотопных эффектов (см. рис. 3.30). 61 Количественный эффект характеризуется двумя показателями – градиентом и диапазоном значений, в который попадают все точки на графике соотношения количества осадков и величины 18О, представляющий собою своеобразную ленту. Для ст.Уэйк градиент составляет –1,5‰ на 100 мм, а диапазон 2‰, для ст.Бинза соответственно –2,2‰ на 100 мм, а диапазон 4‰. Количественный эффект может проявляться и в течение одного ливня, когда изменение содержания δ18О и δD является следствием вымывания тяжелых изотопных молекул в интенсивном ливне. В начале выпадения ливня изотопный состав выпадающих осадков несколько тяжелее, чем в последующих фазах. Это подтверждено как модельными, так и натурными наблюдениями. Так, например, С.Ризи (Risi et al., 2010) при выпадении ливневых осадков в Сахеле, отметила снижение значений изотопного состава осадков на 1,5‰ по δ18О и 10‰ по δD через 3 ч 20 мин. после начала ливня (рис. 3.31). Рис. 3.31. Облегчение изотопно-кислородного состава δ18О и уменьшение величины дейтериевого эксцесса (d) в процессе выпадения тропического ливневого дождя в Сахеле на юге пустыни Сахара (по С.Risi et al., 2010) При выпадении ливневых осадков у подножия гор на о.Хишиожима наиболее выраженный минимум отмечается для значений δ18О через 6 часов после начала ливня (рис. 3.32), когда интенсивность выпадения осадков снизилась до менее чем 1 мм/час, значения δ18О упали примерно на 12‰ (Lee, Fung, 2008). Интересные наблюдения за изменением изотопного состава дождя были выполнены в ноябре 1974 г. В течение продолжительного ливня измерялся его изотопный состав, значения которого оказались связаны с интенсивностью выпадения – в период наибольшей интенсивности ливня значения δ18О наименьшие (рис. 3.33). На рис. 3.33. показаны 2 события выпадения осадков – в первом случае это дождь слабой интенсивности в ноябре 1974 г. тем не менее, изменение 18О в течение ливня составило около 4‰ когда интенсивность дождя увеличилась от 1 до 7,9 мм в час. Во втором случае это мощный грозовой ливень, когда интенсивность ливня стала превышать 10 мм в час (и увеличилась до почти 40 мм в час), значения 18О в течение 4 часов упали от –6 до –14‰. 62 Рис. 3.32. Изменение значений 18О в течение дождя у подножия гор о-ва Хишиожима (из J.-E. Lee, I. Fung, 2008) Рис. 3.33. Наблюдения за изменением изотопного состава ливней в Центральной Европе: а) дождь 28 ноября 1974 г. (по W.G. Mook et al., 1974); б) конвективный ливень 5 марта 1991 г. (из Environmental isotopes…, 2001) Количественный эффект в чистом виде проявляется лишь в муссонных и тропических ливнях, когда не нарушается атмосферная циркуляция или когда влагонесущая воздушная масса быстро конденсирует на одном месте. В остальных случаях этот изотопный эффект часто затушевывается локальными процессами смены фронта. На побережье Тихого океана в Калифорнии в марте 2005 г. был изучен изотопный состав ливня (Coplen et al., 2008). В течение суток выпадали осадки, в которых для каждого 30 минутного интервала отбирался суммарный 63 образец дождя на анализ содержания дейтерия. Вариации значений D составили около 60‰, а переходы от низких значений к высоким были быстрыми (рис. 3.34). Рис. 3.34. Изменение изотопного состава дождя, выпавшего на Калифорнийском побережье 21-22 марта 2005 г. (из T.Coplen et al., 2008). Время показано справа налево. Выделение зон (на рисунке они показаны вертикальными линиями) основано на изменении микрофизических свойств. I – осадки предваряющие холодный фронт, II – переход между I и III, III – осадки из глубокого холодного слоя облаков, IV – переход между III и V, V – теневые, локальные орографические осадки, VI – изотопно-легкий дождь с пассатом холодного фронта Поведение значений D в период с I по IV (см. рис. 3.34) очень похоже на вариации изотопного состава, описанные В.Дансгором (рис. 3.35), который оценил взаимосвязь между 18O и температурой формирования ливневых осадков на близких широтах в Европе (Dansgaard, 1953). В.Дансгор (Dansgaard, 2004, с. 12-13) вспоминает: “21 июня 1952 года погода была холодная и предвещала дождливые выходные. Я заинтересовался: будет ли меняться изотопный состав дождя от ливня к ливню, поэтому я решил собрать образцы и начал собирать дождь в бутылки. На следующий день с утра опять пошел дождь, который продолжался примерно до полуночи, в системе низкого давления (циклон) охватившей всю Данию. Я продолжал собирать дождь в бутылки в течение дня и последующей ночи, когда проходил холодный фронт. Этот холодный фронт развился в хорошо выраженную фронтальную систему, которая протянулась на 1000 км. Я такого никогда не видел ни до этого, ни потом”. Рис. 3.35 показывает распределение значений δ18O в отобранных образцах. Первые образцы (1-4) имели значения около –9‰ в ливневом дожде, продолжавшемся до прибытия теплого фронта. Первые порции фронтального дождя (образец 5) образовывались в наивысшей, а значит, наиболее холодной части облака, и поэтому значения δ18O оказались достаточно высоки вследствие испарения падающих капель. 64 Рис. 3.35. Изменение 18О в дождевых осадках при разных фронтальных системах в Копенгагене 21-23 июня 1952 года (по W. Dansgaard, 1953) При дальнейшем прохождении фронта дождевые осадки формируются на постепенно снижающейся высоте и, следовательно, при постепенно возрастающей температуре. В дожде, сформированном на очень низкой высоте начиная с минимума δ18O менее –15‰ (образец 7), значения δ18O заметно возрастают вместе с температурой образования дождя до –7‰ (образец 12). Дождь, сформированный на больших высотах выпал еще один раз, следующей ночью, когда пришел холодный фронт (образцы 13 и 14). Пренебрегая значительным влиянием испарения на образцы 5 и 6, значения δ18O для дождя теплого фронта отражают температурные условия формирования дождя в облаке – чем ниже температура, тем ниже значения δ18O в дожде. Выраженное изменение изотопного состава осадков, когда они выпадают, например, в течение нескольких дней, может быть связано не столько с изотопными эффектами (количественный, континентальный или высотный эффекты), сколько со сменой воздушных масс, приносящих осадки из другого источника пара и продуцирующих осадки в другом температурном режиме. Так, например, в дожде, выпадавшем в г.Вена 6-9 августа 1985 г., в течении 3-х дней значение 18O изменялось очень существенно: от –4 до –14‰ (рис. 3.36) и было связано со сменой воздушной массы (Rank, Papesch, 2005). 65 Рис. 3.36. Распределение значений 18О и d (дейтериевый эксцесс) в ливневых осадках, выпадавших в г.Вене в августе 1985 г. (по D.Rank, W.Papesch, 2005). Интенсивность осадков iN показана в мм в час. Хорошо видно на этих трех рисунках общую модель поведения изотопных значений: от высоких значений к низким и снова к высоким изотопным значениям в течение 1-2 дней при смене фронтальной системы. 3.3. Отражение траекторий воздушных масс в изотопном составе атмосферных осадков Согласно модели дистилляции Рэлея в осадках значения δ18O и δD становятся меньше, когда водяной пар частично конденсируется и выпадает в виде осадков (дождя и снега) при низких температурах во время движения воздушных масс от источника пара (Dansgaard, 1964). Таким образом, изотопный состав выпадающего снега или дождя является индикатором прохождения воздушной массы. 3.3.1. Тренд изотопного состава снежных осадков на Северо-Востоке Европейской части России Нами был установлен тренд изотопного состава свежевыпавшего снега на транссекте протяженностью примерно 1400 км через северо-восток Европы (Васильчук и др., 2005) от Коноши (61o01' с.ш., 40o10' в.д.) до Полярного Урала (67o03' с.ш., 65o20' в.д.). В ночь с 22 на 23 декабря при движении воздушного фронта на северовосток примерно на расстоянии 400 км северо-восточнее Москвы начался 66 снегопад, и выпадение снега продолжалось до 25 декабря, интенсивность снегопада за это время несколько уменьшалась. Отбор образцов снега для изотопного анализа осуществлялся Ю.К.Васильчуком и Ю.Н.Чижовой через 37 часов по профилю от г.Коноша до пос.Сейда (рис. 3.38, 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. Рис. 3.38. Вариации δ18O и D в снеге на северо-востоке России а) значения δ18O в едином снегопаде 23-24 декабря 2003 г. б) тренд изменения δ18O и δD в едином снегопаде 23-24 декабря 2003 г. при перемещении воздушной массы с юго-запада на северо-восток. Из Ю.К.Васильчука, Ю.Н.Чижовой, В.Папеша (2005): 1 – значения δ18O в точках опробования; 2 – изотермы средних многолетних температур приземного слоя воздуха в декабре (Справочник по климату СССР, 1965); 3 – дополнительные метеостанции, расположенные вблизи от трассы опробования; 4 – изолинии изотопного состава При отборе образцов нами фиксировалась приблизительная температура приземного слоя воздуха, которая также была уточнена в последних числах декабря 2003 г. с помощью метеорологического сервера GISMETEO по измерениям на близлежащих метеостанциях (табл. 3.1). Парные изотопные определения были выполнены в лаборатории центра "Арсенал" г. Вена. На протяжении всего пути продвижения и разгрузки воздушной массы значения δ18O и δD постепенно уменьшались, при этом нами отмечалось снижение температуры воздуха при продвижении фронта. Изотопный состав снега изменялся в северо-восточном направлении от ст. Коноша до Полярного Урала: δ18O от –18,7‰ до –27,2‰, δD от –138,3‰ до –203,6‰, дейтериевый эксцесс варьировал от 9 до 18‰. Изменение температуры в момент отбора, которая оценивалась нами приблизительно, происходило синхронно 67 изменению изотопного состава снега (табл. 3.1). Температура воздуха, позднее установленная нами по ближайшим метеостанциям, также хорошо коррелирует с изотопным составом снега, коэффициент корреляции tв с δ18O составил 0,95, а tв с δD – 0,93. Ограничение транссекта 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. Широтный эффект изотопного состава проявляется в уменьшении значений δ18O и δD на 1,4‰ и 10,8‰ на 1о широты соответственно. Таблица 3.1. Изотопный состав образцов снега из единого снегопада на северо-востоке Европы, 2324 декабря 2003 г. По Ю.К.Васильчуку, Ю.Н.Чижовой, В.Папешу (2005) Номер образца 396– YuV/1 396– YuV/2 396– YuV/3 396– YuV/4 396– YuV/5 396– YuV/6 396– YuV/7 396– YuV/8 396– YuV9 Место отбора Ст. Коноша 61o01' с.ш., 40 o10' в.д. Ст.Ядриха 61o12' с.ш., 46 o29' в.д. Ст. Микунь 62o23' с.ш., 50o04' в.д. Ст. Ухта 63o35' с.ш., 53o042'в.д. Ст. Печора 65o11' с.ш., 57o15' в.д. Ст. Инта 66 o03' с.ш., 60 o22' в.д. Ст. Сейда 67 o02' с.ш., 63 o02' в.д. Ст. Елецкая 67 o02' с.ш., 64 o13' в.д. 110 км (Полярный) 67 o03' с.ш., 65 o20' в.д. Дата и время отбора 23.12.03 2–30 23.12.03 9–40 23.12.03 16–00 23.12.03 20–30 24.12.03 2–30 24.12.03 5–50 24.12.03 11–20 24.12.03 13–30 24.12.03 21–00 t, оC D 18O dexc –2о t, оC (метеостанция) –2 (Вологда) –138,3 –18,77 11,9 –3о +1 (Котлас) –146,7 –19,47 9,1 –5о +2 (Сыктывкар) –114,2 –15,80 12,2 –5о 0 (Ухта) –156,3 –20,77 9,9 –15… –12 (Печора) –18о –20о –19 (Воркута) –175,8 –23,75 14,2 –201,5 –26,90 13,7 –15о –16 (Воркута) –203,6 –27,22 14,2 –15о –16 (Воркута) –189,4 –25,93 18,0 –20о –20 (Воркута) –198,6 –26,94 16,9 Примечания: Образец снега на станции Инта отбирался рано утром 24.12.2003, поэтому температура осреднена по ближайшей метеостанции (Воркута) за сутки как ночная (–22оС) и дневная (–16оС). В пос. Полярный отбор выполнялся вечером 24.12.2003, поэтому температура по ближайшей метеостанции (Воркута) осреднена как дневная за 24 декабря и ночная за 25 декабря Примечательно, что убывание значений δ18O и δD в снеге на транссекте происходило синфазно, в то время как значения dexc возрастали, изменяясь почти строго в противофазе с δ18O и δD (рис. 3.39, рис. 3.40). В общем, при продвижении воздушной массы по транссекту на 1500 км значения δ18O уменьшились на 8,5‰, δD – на 65‰. Таким образом, по постепенному изменению изотопного состава снегопада можно проследить траекторию движения воздушной массы, установить масштаб ее продвижения. Изменение значений dexc на первый взгляд противоречиво и требует более пристального рассмотрения. Было замечено, что значения dexc, как правило, изменяются в противофазе с изменением δ18O. По данным равнинных метеостанций, расположенных на небольших абсолютных высотах (Вена, Рейкьявик, 68 Фолклендские острова и др.) летом значения δ18O достигали максимума, а значение dexc, были минимальны, зимой же наоборот (Johnsen et al., 1989). Из уравнения Х.Крейга (Craig, 1961), где δD и δ18O в атмосферных осадках имеют отрицательные значения, а dexc положителен, следует то, что кислорода в атмосфере и криосфере почти на порядок больше, чем дейтерия. Это же следует из распределения стабильных изотопов водорода и кислорода в целом в природных объектах на Земле. Рис. 3.39. Изотопный состав снегопада 23-24 декабря 2003 г. и температура воздуха в момент отбора на транссекте Коноша – Полярный Урал в зависимости от удаления от Москвы (а) и от широты местности (б.) Из Ю.К.Васильчука, Ю.Н.Чижовой, В.Папеша (2005): 1 – значения δ18O в снеге; 2 – значения δD в снеге; 3 – средняя многолетняя температура воздуха декабря в район транссекта (Справочник по Климату СССР, 1965); 4 – температура воздуха, измеренная нами, приблизительная; 5 – температура воздуха, измеренная на ближайших метеостанциях; 6 – значения дейтериевого эксцесса в снеге; 7 – номера точек опробования: 1. – ст.Коноша, 2. – Ядриха, 4. – Ухта, 5. – Печора, 6. – Инта, 7. – Сейда, 8. – Елецкая, 9. – Полярный Одним из ключевых вопросов является изменение величины дейтериевого эксцесса, а именно его заметное возрастание по мере выпадения снегопада, что 69 на первый взгляд является противоречием с устоявшимися взглядами на тенденцию дейтериевого эксцесса в продолжающемся снегопаде или дожде. Рис. 3.40. Изменение значений дейтериевого эксцесса (dexc) и δ18O (а) и dexc и δD (б) в осадках единого снегопада при продвижении воздушной массы на северо-восток от ст. Коноша до Полярного Урала. Из Ю.К.Васильчука, Ю.Н.Чижовой, В.Папеша (2005): 1 – значения 18О, 2 – значения D, 3 – значения дейтериевого эксцесса Объяснение этого Ю.К.Васильчуку видится в следующем: а) в разнице содержания тяжелого водорода и тяжёлого кислорода в атмосферных осадках и б) в разнице веса молекул содержащих дейтерий и тяжёлый кислород. Водород в форме протия имеет содержание 99,985%, а в форме дейтерия 0,015%, тогда как соотношение изотопов кислорода следующее: нормальный, называемый ещё легким, изотоп кислорода 16O содержится в количестве 99,63%, а 18O 0,1995%, то есть в природе дейтерия более чем на порядок меньше, чем тяжелого кислорода относительно их более легких изотопов. Вспомним, что абсолютное содержание дейтерия и кислорода-18 в океанической воде составляет D VSMOW /1H VSMOW= (155,76±0,05)·10−6, 70 O VSMOW/16O VSMOW = (2005,20±0,45)·10−6. Для стандарта SLAP концентрации в воде составляют: дейтерия D/H=89·10−6, кислорода-18 18 O/16O=1894·10−6, т.е. в океанской воде тяжёлого водорода в 13 раз меньше, чем тяжёлого кислорода, а в антарктическом снеге – более чем в 21 раз (Hagemann et al., 1970; Baertschi, 1976; De Wit et al., 1980). Хорошо известно, что существует устойчивая связь изотопного состава с температурой, проявляющаяся как в вариациях δ18O, так и в вариациях δD. На основании более чем десятилетних наблюдений за сезонностью изменения изотопного состава осадков и его соответствия колебаниям среднемесячной температуры воздуха в Вене Я.Юртсевером и Дж.Гэтом (Yurtsever, Gat, 1981). показано почти идеальное совпадение пиков δD и δ18O и почти в 90% случаев их совпадение с аналогичными пиками среднемесячных температур воздуха. Обычно вариации дейтериевого эксцесса связываются с вариациями увлажненности и силы ветра над испаряющей поверхностью океанов (Merlivat, Jouzel, 1979, Jouzel et al, 1982). В качестве физической причины объяснения вариативности значений dexc обычно привлекается двукратное превышение по массе изотопа дейтерия по отношению к изотопу протия, тогда как тяжелый изотоп кислорода тяжелее легкого изотопа кислорода только на 18/16, т. е. значительно меньше, чем 2: “дейтерий и протий разделяются в природных процессах более эффективно, чем любая другая пара стабильных изотопов в силу большей разницы в атомных весах” (Ферронский, Поляков, 2009, с.57). Это широко используется для объяснения существенно более интенсивного фракционирования тяжелого водорода (дейтерия) по отношению к тяжелому кислороду, как в процессе испарения, так и в процессе конденсации осадков. Но, именно в этом пункте, казалось бы, столь очевидного физического объяснения, содержится, как представляется Ю.К.Васильчуку, главная методологическая ошибка. Ни изотопы кислорода, ни изотопы водорода, ни в каких агрегатных состояниях воды (жидкая вода, пар, снег, лед), не содержатся в виде отдельных атомов; все они связаны между собой в виде молекул H2O. При этом молекулярная масса молекулы, содержащей один атом дейтерия HDO, равна 19 а.е.м., а молекулярная масса молекулы, содержащей тяжелый кислород H218O, равна 20 а.е.м. На самом деле, при конденсации пара на изменение температуры или ветрового режима, в первую очередь, по мнению Ю.К.Васильчука, будут реагировать молекулы содержащие атом 18O, а не те, которые содержат атом дейтерия. Поэтому при последовательной конденсации из единого облака, происходящей при снижении температуры в первую очередь будут выпадать молекулы, содержащие тяжелый кислород и соответственно облако будет неуклонно обогащаться молекулами пара, содержащими дейтерий. И в последних порциях конденсата относительное содержание дейтерия будет 18 71 значительно выше, чем в начальном конденсате, то есть величина дейтериевого эксцесса будет более положительна, по сравнению с исходным изотопным составом. А если вспомнить, что в испаряющемся паре молекул, содержащих тяжелый кислород в 8-10 раз больше, чем молекул содержащих дейтерий, то этот эффект становится ещё более контрастным. Для процессов, протекающих с заменой какого-либо атома его изотопом в молекуле реагирующего вещества (например, при высоких температурах или давлении), двукратное превышение массы дейтерия над протием действительно очень существенно и является важнейшим кинетическим фактором фракционирования. Например, при переформировании расплавов при высоких температурах, когда происходит замещение изотопов во вновь формирующихся молекулах. Но для испарения и конденсации пара, в котором вода содержится в виде молекул или их кластеров, более важным, согласно выводам Ю.К.Васильчука, является разница энергетических состояний целых молекул H218O и HDO, а не изотопов отдельных атомов, обмен которыми при конденсации и испарении маловероятен. На фоне фазовых переходов масштаб кинетических процессов (т.е. обмен изотопами между молекулами), во всяком случае, несопоставим с масштабом фракционирования молекул и ими вполне можно пренебречь. Это характерно и для процессов испарения воды и для процессов конденсации пара, а также для процессов промерзания-протаивания и льдообразования. Особенно ярко бóльшая подвижность лёгких молекул с одним изотопом дейтерия по сравнению с более тяжёлыми молекулами с изотопом тяжёлого кислорода проявляется при активном испарении, например, с поверхности озёр. Как известно, на графиках взаимосвязи δD (ось ординат) и δ18O (ось абсцисс) воды испаряющихся озёр, так называемая “линия испарения” (Henderson, Shuman, 2010) имеет меньший угол наклона, чем глобальная линия атмосферных вод, что связано с более интенсивным испарением более лёгких молекул HDO, и соответственно их последовательным уменьшением в воде. Таким образом, главными факторами, влияющими на величину dexc, Ю.К.Васильчук считает: 1. Непременное существование во всех агрегатных состояниях воды 2 изотопов H и 18О в молекулярном виде, то есть в виде молекулы H2O, естественно и фракционирование происходит в молекулярном, а не в атомарном виде. 2. Содержание более тяжелых молекул H218O превышает содержание более легких молекул HDO в различных агрегатных состояниях воды в 10-20 раз. Это ведёт к более выраженному обеднению тяжелыми молекулами H218O пара в облаках при затяжных осадках и, соответственно, ко всё более заметному присутствию в последующих порциях осадков легких молекул HDO. Этим и объясняется прогрессивное увеличение значений dexc в затяжных осадках. 72 3.3.2. Изотопный состав летних осадков в центральной части Русской равнины и их происхождение На Сатинском учебно-научном полигоне географического ф-та МГУ, расположенным в центральной части Русской равнины, нами исследован изотопный состав атмосферных осадков и речной воды в летние сезоны и установлено происхождение воздушных масс, приносящих изотопически тяжелые осадки (Чижова и др., 2013). Образцы речной и дождевой воды отбирались в июле 2009, 2010 и 2011 гг. и анализировались в изотопной лаборатории географического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова на масс-спектрометре “Delta-V+”. В атмосферных осадках, выпадавших в середине лета 2009 и 2011 гг., значения 18О варьировали от –4,15 до –7,73‰, а в июле 2010 г. в Сатино выпал аномально изотопически тяжелый дождь со значением 18О = 0‰. Изотопный состав грозовых осадков, выпавших ночью 27 июля 2009 г., характеризовался значениями 18О = –7,35‰. Во время грозы в ночь 26-27 июля 2009 г. в Сатино за три часа выпало около четверти месячной нормы осадков. Они были связаны с активной циклонической деятельностью, охватившей в эти дни север Европы. Один из центров низкого давления, образовавшийся несколькими днями ранее над Северной Атлантикой и через Великобританию и Скандинавию переместившийся к центру Европейской территории России, вызвал дожди и грозы. В последние годы в метеорологии, и в частности в изотопной метеорологии, широко применяется метод построения обратных траекторий воздушных масс. Реконструкция обратных траекторий переноса воздушных масс проведена с помощью модели HYSPLIT (NOAA ARL Website http://www.arl.noaa.gov/ready.php), предоставляемой в открытое пользование лабораторией изучения атмосферы (ARL) Национального Агентства США по исследованию атмосферы и океана (NOAA). Для каждого дня, для которого отбираются пробы атмосферных осадков, Г.В.Суркова рассчитала траекторию движения воздушной масс до ее прихода к месту наблюдений. Расчет обратной траектории – это восстановление движения воздушной массы, рассчитанное для конкретного места, т.е. точки, куда пришла воздушная масса и для конкретного времени на требуемое время назад (обычно до 5 суток). Этот метод находит все большее применение. А то, что для расчета траекторий движений воздушных масс все более широко применяются данные центров анализа метеорологических полей (UKMO, NCEP и др.), которые используют информацию со спутников, а также традиционные аэрологическую и наземную наблюдательные сети станций, повышает качество анализа и точность рассчитываемых траекторий. 73 Построенные по результатам полулагранжевой модели переноса HYSPLIT обратные (на 3 сут.) траектории воздушных масс в нижней части тропосферы, где перемещается основная масса влагонесущего потока, свидетельствуют о возможности влияния морского атлантического воздуха на изотопный состав осадков в Сатино (рис. 3.41, а). Рис. 3.41. Обратные (до 3 сут.) траектории а) для 27 июля 2009 г., б) для 26 июля 2010 г. в) для 2 июля 2011 г. г) для 5 июля 2011 г. д) для 10 июля 2011 г. Высота в конечной точке 500 м (красный), 3000 м (синий), 5000 м (зеленый). Точки вдоль траектории фиксируют положение воздушной массы каждые 6 ч. Из Ю.Н.Чижовой, Н.А.Буданцевой и др. (2013) Осадки вдоль траекторий переноса выпадали преимущественно в последние сутки до прихода воздушной массы в район Сатино и количество их было невелико. По составу дожди в июле 2009 г. были, в основном, хлоридно74 магниевые, с минерализацией 15-65 мг/л, рН дождевых вод колебался в пределах 4,8-6,8. Аномально изотопически тяжелый дождь со значением 18О=0,05‰ выпал 26 июля 2010 г после двухнедельной засухи. Воздушная масса, давшая осадки 26 июля, до этого длительное время была малоподвижна, особенно в нижней атмосфере, и медленно перемещалась над Европейской территорией России в пределах крупномасштабного антициклона, определявшего очень жаркую и сухую погоду. Даже на высотах около 3 км и более температура воздуха была положительна вдоль всей траектории. Относительная влажность даже на высотах 2-3 км составляла 3050%, а в приземном слое нередко опускалась ниже 20%. Длительное нахождение над сушей привело к тому, что воздух трансформировался, все больше прогреваясь и удаляясь от состояния насыщения. Траектории воздушной массы на высотах около 3 км, где происходит основной крупномасштабный перенос влаги, дают основание говорить о возможном влиянии воздуха Атлантики на изотопный состав водяного пара этой воздушной массы (рис. 3.41, б). Осадки вдоль траектории за последние 7 суток до прихода воздуха в район Сатино не отмечались. Водяной пар, поступивший в атмосферу с поверхности океана, мог не подвергаться конденсации на протяжении всего пути, так как воздух оставался ненасыщенным. В химическом составе дождевой воды преобладает хлор-ион, что свидетельствует о морском происхождении воздушных масс, увеличение содержания аммония и высокое значении рН вызвано вымыванием из атмосферы продуктов горения болот, когда в Подмосковье в течение двух летних месяцев отмечалось сильное задымление. Одной из заметных особенностей выпадения осадков в Сатино в жаркие дни июля 2010 г. было существенное вторичное обогащение падающих капель дождя. По мере движения из облака капли подвергались интенсивному воздействию высоких температур, что приводило к их заметному испарению. Как предположила Ю.Н.Чижова, в первую очередь из капель интенсивно испарялись изотопически легкие молекулы из-за высокой температуры и сухости воздуха, как это обычно происходит в любом испарительном цикле. Поэтому, даже выпадая из облака с обычным для Московской области значением 18О около –8, –9‰, в процессе испарения падающих капель из них формировался пар с более отрицательными значениями, а оставшаяся вода в каплях обогащалась до значений 0‰. Это произошло вследствие высокой степени иссушения атмосферного воздуха. Капля воды, падающая во влажном воздухе той же температуры, находится в количественном равновесии с паром, т.е. за единицу времени число молекул, покидающих каплю, равно количеству молекул, конденсирующихся на поверхности капли. Капли в облаке почти постоянно 75 равновесны, и можно предположить, что изотопный состав жидкой фазы доминирует при сильном затяжном ливне, особенно в относительно неподвижном воздухе. Если влажность существенно меньше 100%, то прямое испарение уменьшает объем капли и кинетический эффект усложняет ситуацию. Х.Крейг (Craig, 1961) считает, что изотопный состав отдельной капли не является постоянной величиной до тех пор, пока вся капля не испарится. Сокращение массы капли уменьшает скорость ее падения и испарения, но в то же время удлиняет время ее изотопного обмена с окружающим воздухом. Показательны в этом плане наблюдения за вариациями значений 18O в осадках на Австралийской сети станций МАГАТЭ (7 станций, 6 из которых находятся на побережье и 1 в центре континента), которые в течение года варьируют в диапазоне от –15,41 до аномально высоких значений +11,46‰. Экстремально высокие положительные значения 18O в дожде объясняются тем, что в течение нескольких жарких месяцев на процесс выпадения осадков сильно влияет испарение падающих капель (Liu et al., 2010). В летний сезон 2011 г атмосферные осадки в Сатино были относительно тяжелыми, хотя и не достигали 0‰. Изотопически тяжелый дождь со значением 18О равным –6,15‰ выпал с 4 на 5 июля 2011 г. В первую декаду июля 2011 г. над Европейской территорией России наблюдалось неоднократное выпадение осадков, связанных с активизацией дневной конвекции в передней части обширного многоцентрового окклюдированного циклона с центром над Восточной Европой. Этот циклон несколькими днями ранее (26-28 июня) стал причиной необычайно сильного для лета шторма в Черном море, сопровождавшегося большими скоростями ветра. К середине дня 26 июня очаг больших скоростей (14-16 м/с и более) распространился почти над всей акваторией моря. Расположение центра циклона над Крымом определило ярко выраженную западную составляющую в направлении ветра в южной части циклона над Черным морем и способствовало сохранению больших скоростей ветра над всей его акваторией. Максимальных значений скорость ветра достигала 27 июня, резкое усиление ветра до 16-18 м/с и более фиксировалось всеми береговыми российскими метеорологическими станциями. В условиях сильного волнения и больших скоростей ветра поступление в атмосферу морских аэрозолей усиливается, способствуя повышению содержания тяжелых изотопов кислорода и водорода в атмосферной воде. В последующие дни циклон постепенно заполнялся, и центр его перемещался в северо-западном направлении на Восточную Европу, вызывая выпадение осадков над обширными территориями. В связи с активным развитием конвекции в дневное время многие осадки носили ливневой характер, как это было и для случаев 2, 5 и 7 июля 2011 г. в районе Сатино. 76 Центр Европейской территории России в начале июля 2011 г. находился под влиянием восточной периферии циклона, что определяло южную составляющую переноса воздушных масс. Построенные Г.В.Сурковой обратные траектории воздушных масс свидетельствуют (рис. 3.41 в, г, д) о возможности существенного влияния вод Черного моря (в случае 5 июля) и Каспийского на содержание стабильных изотопов кислорода и водорода в атмосферной влаге. Преобладание хлор-иона в дождевой воде также свидетельствует о морском происхождении воздушной массы. Утяжеленный изотопный состав июльских дождей в Сатино можно объяснить следующей схемой (рис. 3.42): воздушные массы, формирующиеся над морем, как например в 2011 г. над Черным морем, во время активных штормов имеют более тяжелый изотопный состав ввиду включения морского аэрозоля, обогащенного тяжелыми изотопными молекулами. В условиях спокойного моря (океана) формирующийся над ним водяной пар имеет значение 18О= –9, –13‰ (Craig, Gordon, 1965), а включение аэрозоля, содержащего частички морской воды (поверхностные воды Черного моря характеризуются значениями 18О около –2‰ (Чижова и др., 2011), изотопически утяжеляет воздушную массу. Несмотря на то, что концентрация частиц аэрозоля относительно невелика по сравнению с количеством воды в виде пара, очень тяжелый изотопный состав аэрозоля иногда может влиять на изотопный состав всей воздушной массы. Расстояние от Москвы до побережья Чёрного моря превышает 1 тыс. км. При движении на такое расстояние водонасыщенных воздушных масс и последовательном выпадении из них осадков изотопный состав осадков, как правило, существенно облегчается. По нашим наблюдениям при последовательном выпадении осадков при переносе воздушной массы с юга на север на 1-1,2 тыс. км уменьшение δ18O составляет 6-8‰, а δD уменьшается на 50-60‰ (Васильчук и др., 2005). Рис. 3.42. Идеализированная схема формирования изотопного состава летних осадков в Сатино. Из Ю.Н.Чижовой, Н.А.Буданцевой и др. (2013) Поэтому в норме, например, летние осадки вблизи Черноморского побережья, обычно имеющие значения по δ18O от –5 до –8‰, в Подмосковье 77 характеризуются значениями от –9 до –11‰. В Сатино же воздушные массы приходили с мало измененным первоначальным изотопным составом. Таким образом, изотопически тяжелое облако, конденсируя над центром Европейской части России, продуцирует аномально изотопически тяжелые осадки, которые в условиях сильного подоблачного испарения (это было возможно и в июле 2010 г., когда осадки выпадали после 2-недельной засухи в условиях очень низкой влажности воздуха) дождь становится экстремально изотопически тяжелым. Контрольные вопросы 1. Назовите основные физические процессы, влияющие на изотопный состав атмосферных осадков? 2. Что такое температурный эффект и причиной каких изотопных эффектов он является? 3. С чем связана сезонность изотопного состава осадков и на каких станциях (континентальных или островных) она больше выражена? 4. Чем определяется сезонность значений 18O осадков в тропических районах (отмечено на многих тропических станциях)? 5. Что такое широтный изотопный эффект? На сколько ‰ изменяется 18O для морских и континентальных станций в Европе и в Антарктиде на 1о широты? 6. Что такое континентальный изотопный эффект? 7. Что такое высотный изотопный эффект? Какие средние значения высотного градиента отмечаются в большинстве горных систем мира? 8. Каковы причины нарушения нормального высотного изотопного распределения? 9. Что такое количественный изотопный эффект в осадках? 10. Как проявляется количественный эффект в условиях муссонного климата? 11. Как проявляется количественный эффект в течение одного ливня? 12. Чем может объясняться выраженное изменение изотопного состава осадков, когда они выпадают в течение нескольких дней? 13. На сколько уменьшились значения δ18O и δD в едином снегопаде при продвижении воздушной массы на Северо-Востоке России зимой на 1000 км? 14. Какое аномально тяжелое значение δ18O было отмечено в летних ливневых осадках в центральной части Русской равнины (в Сатино)? Чем это объясняется? 78 Глава 4. Взаимосвязь изотопного состава осадков с температурой Температура на уровне конденсации водяного пара (и обычно прямо коррелирующая с ней температура на уровне выпадения атмосферных осадков) является основным фактором, определяющим содержание и уровень фракционирования (т.е. изменение содержания стабильных изотопов в выпадающих осадках). Для описания фракционирования между фазами водяного пара в идеальных облаках (в равновесных условиях) обычно используется модель Рэлея (Dansgaard, 1964). В условиях рэлеевской модели фракционирование связано с уровнем давления насыщенного пара Н216О и Н218О в точке конденсации. Согласно модели дистилляции Рэлея содержание стабильных изотопов кислорода и дейтерия (δ18O и δD) в осадках 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). 4.1. Уравнения глобальной взаимосвязи δ18О и δD с температурой В.Дансгор (Dansgaard,1964) проанализировал величины 18O и 2Н на 38 умеренно континентальных и островных станциях Северной Атлантики, охваченных в начале 60-х годов программой МАГАТЭ и ВМО (см. рис. 2.2) и установил зависимости содержания стабильных изотопов в осадках от температуры: 18O = 0,69to – 13,6 и 2H = 5,6to – 100 Эти зависимости соответствуют испарению воды с поверхности океанов при условиях, близких к равновесным, и последующей конденсации, изотопически равновесной с газообразной фазой. В.Дансгор выполнил теоретические расчеты для значений 2H /to и 18O/to в рэлеевских процессах при изобарическом и адиабатическом охлаждении насыщенного влагой воздуха на 20 и 40оC для начальных температур 0, 20 и 40оC. При таких допущениях значения отношение 18O/to для изобарического охлаждения лежат в области от 0,4 до 0,97. В частности, в температурном интервале охлаждения от 20 до 5оС отношение 18O/to = 0,66. Это позволило сделать вывод о соответствии конденсации атмосферных осадков равновесным процессам в метеорологическом цикле в реальных природных условиях. Связь среднемноголетних температур воздуха со среднемноголетними значениями δ18О выражается почти линейной функцией (рис. 4.1). 79 Рис. 4.1. Зависимость между 18O атмосферных осадков и среднегодовой температурой приземного слоя воздуха. Цифры в скобках – толщина исследованного снежного покрова (по W.Dansgaard, 1964) Средние многолетние значения δ18О и δ2Н в осадках и среднегодовая температура воздуха в месте их выпадения связаны прямой зависимостью. Прогрессивное выпадение осадков по модели фракционирования/конденсации Рэлея выражается в наблюдаемой корреляции среднегодовых значений δ18О и δ2Н в осадках и средней температуры воздуха, что зафиксировано на всех станциях глобальной сети (рис. 4.2). 80 Рис. 4.2. Взаимосвязь температуры и 18 значений δ О в осадках на континентальных и морских станциях сети GNIP (из K.Froehlich et al., 1996) Как правило, чем ниже температура, тем четче проявляется температурный эффект, в области высоких среднегодовых температур линейная зависимость затушевывается (см. рис. 4.2), что, по предположению Ю.Н.Чижовой, можно связать с влиянием количественного эффекта и частой сменой фронтов в условиях тропического или экваториального климата. Детальное изучение вариаций среднемесячных значений 18O в зависимости от температуры было проведено Я.Юртсевером (Yurtsever, 1975). Он исследовал циклические колебания в сериях значений 18O, используя спектральный и автокорреляционный анализы данных 39 станций ВМО/МАГАТЭ с шестилетним или более длительным рядом наблюдений. Им была продемонстрирована хорошая корреляция сезонного хода содержания 18 O с температурой приземного слоя воздуха для большинства континентальных станций. Прекрасная связь изотопного состава осадков с температурой (r = 0,893) отмечена для нескольких станций в Гренландии и в Вене (рис. 4.3). Дополнительно изученные Я.Юртсевером и Дж.Гэтом (Yurtsever, Gat, 1981) данные станций ВМО/МАГАТЭ показывают увеличение значений 18O в осадках с ростом температуры, хотя эта зависимость не одинакова для станций с высоким и, наоборот, с малым количеством осадков. Данные по многим станциям во влажных районах умеренного пояса хорошо соответствуют линии метеорных вод, а в более сухих районах происходит изотопное фракционирование, вызываемое испарением – это главная причина колебаний изотопного состава в жарких сухих районах. 81 Рис. 4.3. Зависимость между средними значениями 18O в осадках и температурами для трех станций в Гренландии (по Y.Yurtsever, J.R.Gat, 1981): 1 – Туле; 2 – Грённедаль; 3 – Норд и в Вене (4) Для средневзвешенных значений 18O и D, полученных с учетом интенсивности атмосферных осадков, авторы вывели линейную зависимость: D = (8,167±0,079) 18O +(10,55±0,64) В этом уравнении соотношение дейтерия и кислорода практически соответствует зависимости установленной Х.Крейгом для глобального распределения атмосферных осадков, т. е. коэффициент близок к 8, а свободный член к 10. Тем не менее, зависимости изотопного состава от температуры не совсем линейны для большинства районов земного шара, за исключением районов крайнего севера. Базируясь на данных по атлантическим и Европейским станциям GNIP, Я.Юртсевер (Yurtsever, 1975) вывел уравнение (t – приземная температура, оС): δ18О = (0,52 ± 0,014)t – (14,96 ± 0,21)‰ Это уравнение хорошо коррелирует с полученным ранее В.Дансгором (Dansgaard, 1964) по станциям северной Атлантики. Анализ изотопного состава 1Н218О выпадающих осадков показал чрезвычайно слабое проявление фракционирования в них над Антарктическим и Гренландским ледниковыми щитами и явное проявление фракционирования над обширными пространствами континентов в субтропических и тропических областях. Обобщенные Г.Хоффманом и М.Хайманом данные наблюдений по станциям глобальной сети ВМО/МАГАТЭ представлены на рис. 4.5, где видна прекрасная линейная связь температуры и значений 18O (за исключением области высоких температур) – соотношение В.Дансгора здесь воспроизводится очень точно. 82 Рис. 4.5. Взаимосвязь между среднегодовой температурой и содержанием 18O в осадках. Данные осреднены по 4 годам наблюдений (по G.Hoffmann, M.Heimann, 1993) Обстоятельное исследование соотношения значений 18O в атмосферных осадках и температуры воздуха, начатое В.Дансгором и развитое Я.Юртсевером и Дж.Гэтом, было продолжено на сети метеостанций ВМО/МАГАТЭ К.Рожанским с соавторами (Rozanski et al., 1992). Они обобщили данные более чем 30-летних наблюдений и выполнили расчеты корреляционных коэффициентов для станций, располагающихся в различных природных условиях. Крупномасштабное изменение изотопного состава осадков в соответствии с изменениями температуры в разных местах земного шара показано Ж.Жузелем (рис. 4.6). Исключение составляют полярные регионы, где наблюдается температурная инверсия, особенно в Восточной Антарктиде. Рис. 4.6. Зависимость 18O в осадках от среднегодовой температуры, наблюдавшиеся по данным метеостанций в разных районах земного шара (по J.Jouzel et al., 1994) 83 Распределение изотопного состава по европейским станциям демонстрирует хорошую корреляцию с температурами поверхностного слоя воздуха (рис. 4.7). Рис. 4.7. Долгопериодная зависимость изотопно-кислородного состава осадков (2) от температуры (1) для станции в г.Вена (по D.Rank, W.Papesch, 2005) Для тропического муссонного типа климата характерно отсутствие явной линейной взаимосвязи между температурой и изотопным составом. Наиболее выраженное соответствие температурных колебаний и флуктуаций 18O отмечается для высокоширотных станции. На основании анализа данных глобальной сети ВМО-МАГАТЭ анализируется три различных типа взаимосвязи 18O и температуры: 1) пространственная взаимосвязь между долговременными (среднегодовыми) осредненными значениями 18O в осадках и температурой поверхностного слоя воздуха, выраженная на большинстве станций (рис. 4.8); 2) временная взаимосвязь между кратковременными (сезонными) изменениями 18O и температурой, характерная для единичных станций; 3) временная взаимосвязь между долговременными изменениями 18O и температурой, присущая некоторым станциям. Как видно, характер взаимосвязи изотопного состава и температуры не одинаков в различных районах мира и следовательно коэффициент связи 18O и t также различен в разных районах. Коэффициент связи 18O и температуры изменяется от 0,7‰ на каждый 1оС для высокоширотных регионов (0,9‰ на 1оС на Антарктическом п-ове) почти до нуля в тропиках, где наблюдается строгая зависимость 18O не от температуры, а от количества выпадающих осадков (Rozanski et al., 1992). В целом для всех европейских станций глобальной сети ВМО/МАГАТЭ это соотношение составляет 0,59‰ на 1оС. 84 Рис. 4.8. Средние годовые значения δ18О и среднегодовые температуры приземного слоя воздуха на некоторых станциях сети GNIP. Ареал точек, относящихся к каждой из станций, отражает межгодовую изменчивость климатических и изотопных характеристик (из Environmental isotopes…, 2001) В глобальном распределении D и 18O можно выделить следующие особенности: 1) существование сезонного цикла (летний максимум, зимний минимум) в континентальных осадках средних и высоких широт, 2) общее уменьшение среднегодового содержания D и 18О от экваториальных к полярным регионам; 3) существование линейной взаимосвязи между среднегодовыми значениями D и 18О и температуры на станциях, где последние ниже 15оС. 4.2. Локальные уравнения взаимосвязи δ18О и δD с температурой Существуют региональные отличия связи значений 18O и D с температурой. Региональные особенности этих связей определяются в основном географическим положением объекта, типом климата и влиянием широтного и континентального изотопных эффектов. Вариации 18O и 2Н в атмосферных парах и осадках на ряде метеостанций Швеции были исследованы Б.Каллесом и Ф.Вестманом (Calles, Westman, 1989). Степень континентальности станций может меняться в течение года. Например, климат станций, расположенных вблизи Ботнического залива, который зимой покрыт льдом, можно считать континентальным зимой и 85 морским – летом. Средние значения 18O и 2Н в осадках становятся отрицательнее с севера на юг, вместе с понижением среднемесячной температуры (рис. 4.9). Рис. 4.9. Связь средней месячной температуры и значений 18O по данным семи метеостанций Швеции (по B.Calles, F.Westman, 1989) Сравнительно короткие наблюдения за соотношением 18O и 2Н и температуры воздуха, которые производились на нескольких станциях, входивших в сеть ВМО/МАГАТЭ на территории криолитозоны в России, показали, что существует удовлетворительная корреляция между среднемесячными зимними температурами и значениями 18O и 2Н в снеге; это, например, хорошо демонстрирует положительный почти параллельный тренд рассматриваемых показателей от января к апрелю по метеостанциям в Дудинке и Амдерме. Правда, внезапные вторжения арктических воздушных масс не всегда одинаково отражаются на изотопных и температурных характеристиках. Вероятно, этим можно объяснить экстремально низкое содержание тяжелых изотопов в ноябре на полярной станции Кренкеля (Земля Франца-Иосифа) или в относительно теплом октябре на метеостанции Амдерма. Приведенные примеры подчеркивают, что корректная корреляция изотопных и температурных характеристик может выполняться лишь на базе длительных рядов наблюдений, когда отдельные экстремумы изотопных и температурных показателей усредняются. В.С.Брезгуновым с соавторами (1998) установлена прямая связь между среднегодовой температурой воздуха и средними значениями 18О в атмосферных осадках по континентальным станциям Севера России (рис. 4.10); коэффициент их корреляции составляет 0,95. Для месячных значений коэффициент корреляции температуры воздуха и 18О в атмосферных осадках колеблется от 0,5 до 0,9 (Брезгунов и др., 1998). Позднее В.С.Брезгунов (Деревягин и др., 1999) по данным нескольких метеостанций вывел уравнение регрессии между зимними температурами воздуха и 18О осадков зимнего периода: tз= (0,96  0,10) 18Оз + (0,4  2,6); r = 0,68 86 Рис. 4.10. Среднегодовые значения 18O в атмосферных осадках на севере Евразии (по В.С.Брезгунову и др., 1998) Ранее Ю.К.Васильчуком (1992) были получены зависимости изотопного состава зимнего снега и ростков жильных льдов от среднезимних и среднеянварских температур. Было установлено, что изотопно-кислородные характеристики повторно-жильных льдов (18Опжл) прямо коррелируют с зимними температурами приземного слоя воздуха, изменяясь примерно на 1‰ на 1оС среднезимней (tср.з.) температуры воздуха (tср.з. = 18Опжл (2оС) и на 0,60,7‰ на 1оС среднеянварской температуры (tср.янв. = 1,518Опжл (3оС). Корреляция изотопного состава выполнена Ю.К.Васильчуком (1992) в аналитической форме для территории Евроазиатской криолитозоны (рис. 4.11). Сопоставление проводилось с осредненными зимними температурными характеристиками. Для сравнения были выбраны три параметра, которые приводятся в климатических справочниках: средняя зимняя температура, средняя температура января, сумма отрицательных температур в приземном слое воздуха (Справочник по климату СССР, 1965-1967). Эти данные удобны для сопоставления, поскольку в них учитываются преимущественно климатические характеристики последних 60-100 лет (это период наблюдений на большинстве метеостанций Севера России), т. е. это как раз период формирования ледяных жильных ростков. Расчет температур проведен по 250 метеостанциям с наиболее длинными рядами наблюдений. Наиболее примечательный результат – уверенная корреляция всех трех названных температурных характеристик. Сумма отрицательных температур коррелирует со среднезимними температурами, поскольку среднезимние температуры – это частное от деления суммы отрицательных температур на количество дней со среднесуточной температурой ниже нуля. По данным большинства метеостанций северных районов России число дней с температурой ниже нуля составляет около 250-260. 87 Рис. 4.11. Соотношение вариаций 18O в современных ростках жил, формировавшихся на территории Евроазиатской криолитозоны в течение последних 100 лет со среднеянварскими температурами воздуха (а) и суммой зимних среднесуточных температур воздуха (б), осредненных за последние 60–100 лет (по Ю.К. Васильчуку, 1992 с дополнениями из Yu.Vasil’chuk, 2013) Для станций, расположенных в умеренных и полярных широтах, температурный градиент изотопного состава осадков отличается в разных географических районах из-за континентального изотопного эффекта. Так, в прибрежных районах Канады по среднемесячным данным за год отношение Δ2Н/ Δt равно 0,6‰ на 1оС, в то время как в континентальных районах страны оно составляет 3,8‰ (Brown, 1970). Содержание дейтерия в атмосферных осадках Центральной Канады (Brown, 1970) связано со среднегодовой температурой соотношением: 2H = 10,5to – 140. Значение 2H /to здесь почти вдвое выше, чем в среднем для высоких и умеренных широт Северного полушария. 88 Зависимости между концентрацией 2Н и температурой, осредненной для летнего (л) и зимнего (з) сезонов в Канаде, имеют вид: 2H = 21,5toл – 347; 2H = 10,5toз – 68 Высокие значения коэффициента пропорциональности между 2H и toл в континентальных районах Канады объясняются испарением дождевых осадков ниже уровня облаков, что вызывает дополнительное (по сравнению с морскими районами) обогащение осадков тяжелыми изотопами. В зимние месяцы этот эффект отсутствует, и значения 2H/to в осадках близки к 7,7‰ на 1оС, как и у В.Дансгора для воздуха, изобарически охлажденного от 20оC. Для Южного Онтарио и центральных районов Канады получено соотношение между 18O в осадках и среднегодовой температурой (Edwards et al., 1996): 18O = 0,65 tгод –15,5. Коэффициент в этом уравнении аналогичен тому, что получен по всему земному шару для точек со средней температурой ниже 15оС (Jouzel et al., 1994), а свободный член имеет гораздо более низкое значение, что, возможно, отражает континентальный эффект. Значения 18O в осадках почти для всех гренландских станций в интервале температур от –30 до 0оC близки к полученным В.Дансгором (Dansgaard, 1964). При продвижении этих воздушных масс вглубь Гренландии от океана происходит интенсивное изотопное фракционирование (рис. 4.12). Положение линий на графике зависит от начальной температуры конденсации осадков. Влажные воздушные массы, приносящие осадки в западную и южную части Гренландии, имеют более высокие первоначальные температуры конденсации и более тяжёлый изотопный состав (см. рис. 4.12) в районе происхождения атмосферной влаги по сравнению с воздушными массами, достигающими северной и северо-восточной частей Гренландии. Значит, выпадающие здесь осадки содержат часть влаги, испарявшейся с поверхности арктических вод. С.Йонсен и В.Дансгор (Johnsen et al., 1989) показали особенности распределения 18O в снежном покрове на Гренландском леднике: во-первых, градиент зависимости 18O от высоты равен –0,6‰ на 100 м почти для всех частей Гренландии; во-вторых, 18O закономерно изменяется с широтой: изменение 18O составляет –0,54‰ на один градус широты, что очень близко к широтному градиенту для осадков на станциях, расположенных на низких отметках вдоль западного побережья Гренландии (Dansgaard, 1964); в-третьих, значения 18O тесно связаны с локальной среднегодовой температурой поверхности t: 18O = 0,62t – 15,25‰. На рис. 4.13 показаны результаты изотопных исследований осадков на станциях Сёва и Мидзухо в Антарктиде. 89 Рис. 4.12. Cреднее значение 18O атмосферных осадков (а) в зависимости от средней годовой температуры в приземном слое на гренландских и некоторых других станциях (по W. Dansgaard et al., 1973): 1 – Норт Айс; 2 – Крет; 3 – Депо-420; 4 – ЯрлЖозе; 5 – Сентрал; 6 – Сайт–2; 7 – Кемп Сенчури; 8 – Милсент; 9 – Дай-3; 10 – Каррефур; 11 – Дай-2; 12 – Кемп-6; 13 – Норд; 14 – Барроу (Аляска); 15 – Скорсбисанд; 16 – Исфьорд-Радио; 17 – Рейкьявик; 18 – Грённедаль; 19 – Ангмагссалик; 20 – Уманак; 21 – Туле, б – положение станций. 1 – лёд, 2 – суша, свободная ото льда На береговой станции Сёва найдена зависимость между суточными вариациями 18O свежевыпавшего снега и метеорологическими условиями – значения 18O увеличиваются в циклонических осадках при сильном ветре, но в условиях антициклона при увеличении температуры воздуха и скорости ветра значения 18O в осадках не возрастают. Рис. 4.13. Вариации средней месячной температуры воздуха на антарктических станциях Мидзухо (а) и Сёва (г) в Антарктиде и соответствующих 18 значений  O в осадках на станциях Мидзухо (б) и Сёва (в) в 1974 г. (по данным K.Kato et al., 1978) В целом в циклонических осадках значения 18O выше, чем в антициклонических, даже при одной и той же температуре конденсации. Это исследование показало, что основные колебания в содержании 18O вызываются 90 приближением циклонов, т.е. притоком водяных паров, обогащенных этим изотопом. Тем самым колебания 18O тесно связаны с удаленностью от открытой поверхности морских вод. А на внутриконтинентальной ст. Мидзухо выпадение снега (и соответственно, его изотопный состав) больше связано с температурой воздуха в приземном слое, чем на прибрежной ст.Сёва. В диапазоне температур от –20 до –55оС для 36 станций по траверзу от ст. Дюмон-д’Юрвиль к куполу С на Земле Адели была получена хорошая линейная зависимость 2Н и 18O от температуры (Lorius, Merlivat, 1979): 2Н = 6,04to – 51 и 18O = 0,75to – 7,6 Этим уравнениям хорошо удовлетворяют значения 2Н и 18O для ряда станций Земли Уилкса (где траектории циклонов с моря просты), а также результаты изотопных исследований в районе купола С (Котляков, Гордиенко, 1982). Отсюда можно предположить, что образование и выпадение осадков в этом секторе Восточной Антарктиды происходит в сходных условиях. На внутриконтинентальных станциях Антарктиды наклон основной прямой, соответствующий градиенту 0,75‰ на 1оС для 18O (рис. 4.14), лежит между рассчитанными изменениями 18O на 1оС понижения температуры конденсации при влажно-адиабатических и изобарических условиях на основе упрощенных моделей атмосферных осадков. Кроме того, наклон этой прямой меньше наклонов аналогичных прямых, полученных ранее при изотопных исследованиях в районе Южного полюса (Aldaz, Deutch, 1967) и ряда станций Восточной Антарктиды (Котляков, Гордиенко, 1982): соответственно 1,4 и 0,9 на 1оС для 18O. Таким образом, установлено, что для внутриконтинентальных станций Антарктиды существует довольно простая связь изотопного состава осадков и температуры воздуха, поскольку выпадающие здесь осадки имеют общее происхождение (Котляков, Гордиенко, 1982). По прибрежным и континентальным станциям сети GNIP в Австралии была изучена связь изотопного состава с температурой (рис. 4.15). Установлено, что сезонному изменению температуры на большинстве станций не соответствуют вариации 18О и только на станции Кейп Грим сезонный ход температуры поддерживается сезонным ходом 18O (см. рис. 4.15). На всех станциях более выражена связь 18O с количеством осадков (Р), а не с температурой воздуха (Т). Коэффициенты корреляции R18O-T (табл. 4.1) для всех станций значительно ниже коэффициентов 18O-Р, однако не только количество осадков определяет изотопный состав осадков в Австралии. 91 Рис. 4.14. Зависимость средних значений 18O и 2H от средней годовой температуры воздуха (tср.год.) для внутриконтинентальных станций Антарктиды. 1 – данные для станций,2 – маршрут от станции Дюмон-Д’Юрвиль к куполу С (по C.Lorius, L.Merlivat, 1977), 3 – осредненная прямая для Земли Адели (по C.Lorius, L.Merlivat, 1977), 4 – зависимость получена для осадков Южного полюса (по L.Aldaz, S.Deutch, 1967) Изучение нелинейных уравнений регрессии показало, что изотопный состав осадков формируется в зависимости от таких показателей, как температура, количество осадков, уровень испарения и солнечной радиации. Таблица 4.1. Коэффициенты линейной корреляции изотопного состава осадков с температурой (Rδ18O-T) и количеством осадков (Rδ18O-Р). Из J.Liu et al. (2010) Коэфф. коррел. R18O-Ta R18O-Tб R18O-Pа R18O-Pб n Все станции 0,158 0,158 –0,320 –0,399 1644 Дарвин Брисбен 0,160 0,209 –0,539 –0,299 241 0,151 0,023 –0,355 –0,399 343 Элис Спрингс 0,091 0,333 –0,581 –0,511 155 Аделаида Мельбурн 0,132 0,231 –0,411 –0,458 113 0,322 0,116 –0,368 –0,457 325 Кейп Грим 0,385 0,192 –0,475 –0,379 206 Перт 0,332 0,181 –0,416 –0,381 261 Примечание: а – линейный коэффициент для всех данных; б – линейный коэффициент для данных, из которых исключен сезонный импульс (среднегодовые данные для периода 1962-2002 гг.) На станциях Дарвин и Кейп Грим влияющим фактором является испарение. А на станциях Брисбен, Дарвин и Мельбурн на изотопный состав осадков значительно влияет уровень солнечной инсоляции. На станциях Аделаида и Элис Спрингс изотопный состав осадков во многом определяется давлением водяного пара. 92 Рис. 4.15. Среднемесячные значения 18О и температуры приземного слоя воздуха на станциях GNIP в Австралии (по J.Liu et al., 2010) Нами было получено локальное уравнение связи изотопного состава выпадающих осадков с температурой приземного слоя на транссекте от Коношы до Полярного Урала (Васильчук и др., 2005; Чижова, 2006). Все значения δ18O единого снегопада декабря 2003 г. находятся в некоторой 93 области изотопно-температурной диаграммы (рис. 4.16), которая может быть описана линейным уравнением: δ18О = 0,41Т – 19,67‰. Можно заключить, что температурный эффект изменения изотопного состава единого декабрьского снегопада проявляется в уменьшении значений δ18O и δD на 0,4‰ и примерно на 3,4‰ на 1оС (см. рис. 4.16). Рис. 4.16. Взаимосвязь значений δ18O в снеге с температурой воздуха, измеренной на ближайших метеостанциях (из Ю.К.Васильчука, Ю.Н.Чижовой, В.Папеша, 2005): 1 – Коноша; 2 – Ядриха; 3 – Микунь; 4 – Ухта; 5 – Печора; 6 – Инта; 7 – Сейда; 8 – Елецкая; 9 – Полярный Подобные коэффициенты связи температуры с изотопно-кислородным составом отдельного конкретного снегопада ранее были получены, например, на Тибетском плато, где они составили от 0,29 до 0,67 (Tian et al., 2003). Здесь для отдельного случая выпадения осадков зависимость δ18O от температуры выражалась уравнением δ18O = 0,17Т – 12,48 (рис. 4.17, а), а для среднемесячных значений – уравнением: δ18O = 0,29Т – 13,60 (рис. 4.17, б). Рис. 4.17. Связь изотопного состава атмосферных осадков Тибетского плато (метеостанция Юшу, 3682 м. над уровнем моря) с температурой (по W. Yu et al., 2006): а – для отдельного события выпадения осадков, б – для среднемесячных значений δ18O и среднемесячной температуры Не очень выраженная связь δ18O с температурой для отдельных случаев выпадения осадков (см. рис. 4.17, а) связана, скорее всего, с сильным ветровым перераспределением и переотложением снега, выпадающего в горах. 94 Контрольные вопросы 1. Какой основной фактор определяет содержание и степень фракционирования стабильных изотопов в выпадающих осадках? 2. Какие зависимости среднегодового содержания стабильных изотопов в осадках от среднегодовых температур были получены В.Дансгором? 3. Какие зависимости изотопного состава зимнего снега и ростков жильных льдов от среднезимних и среднеянварских температур были получены Ю.К.Васильчуком? 4. Прямая или обратная зависимость связывает значения среднегодовых температур воздуха со среднегодовыми значениями δ18О? 5. Для каких районов характерно отсутствие явной связи между температурой и изотопным составом и для каких районов отмечено выраженное соответствие колебаний Т и 18O? 6. Как изменяется коэффициент связи 18O и температуры в ‰ на каждый 1оС для разных районов мира? 95 Глава 5. Изотопные методы в гидрологии 5.1. Основные положения и модели изотопной гидрологии Обычно изотопы в гидрологии применяются либо как трассеры, либо для определения возраста вод. 5.1.1. Изотопные эффекты при испарении и конденсации Наблюдаемые вариации 18O и D в природных водах тесно связаны с процессами изотопного фракционирования, происходящими при испарении или конденсации, когда тяжелые молекулы воды – H218O и 1H2H16О – преимущественно остаются или переходят в жидкую (твердую) фазу, соответственно. Вода находится в постоянном циклическом обмене в системе льдов, поверхностных и подземных вод. Влага, испаряющаяся над океаном, переносится на сушу, где она выпадает в виде дождей и возвращается в океан в виде речного стока (30%) и непосредственной разгрузки подземных вод (6%). Незначительная доля осадков временно задерживается в озерах и реках. В современном гидрологическом цикле (рис. 5.1) ежегодно испаряется около 496000 км3 воды: с поверхности океана (423000 км 3) и суши (73000 км3). Рис. 5.1. Гидрологический цикл. Цифры в скобках показывают объемы воды в 106 км3, цифры вдоль стрелок отражают объемы потоков воды в 10 6 км3/год (из Environmental isotopes…, 2001) Различные водоемы в гидрологическом цикле имеют различные периоды обновления. Огромная масса воды в океане имеет длительный период обновления воды – около 3240 лет. Среднее время обновления воды в других 96 компонентах гидрологического цикла (озерах, реках, льдах и подземных водах) варьирует между значениями для океана и для атмосферного пара. Поверхностные и подземные воды наряду с атмосферными осадками являются важным звеном в системе круговорота воды в природе. Большая часть атмосферных осадков достигает зоны подземных вод, где находится в течение определенного времени, прежде чем попадает в реки. Исследования изотопов кислорода (18О) и водорода (дейтерий и тритий) в природных водах позволяют не только определять генезис вод, но также и устанавливать время их циркуляции. Гидрологические системы суши, как и осадки, выпадающие над континентами, подвергаются действию различных физических процессов: испарению, смешиванию речных вод с разным изотопным составом, добавлению талых снеговых вод и дождевых вод. Все эти воды, как правило, имеют свой индивидуальный изотопный состав, нередко существенно различающийся. В изотопном составе речных вод принято выделять особенности изотопного распределения, называемые изотопными эффектами, определяющими изотопный состав вод. Эти процессы можно описать в виде нескольких изотопных эффектов (почти тех же, что и у вод атмосферы). Эффект испарения выражается в изотопном обогащении воды водоемов по сравнению с изотопным составом атмосферных осадков. Температурный эффект обуславливает сезонную изотопную изменчивость поверхностных вод. Известно, что зимние осадки изотопически легче летних, температурный коэффициент для значений 18O составляет около 0,7‰/оС, для значений D – около 5,6‰/оС. В прибрежных районах этот градиент может быть намного меньше, т. е. 0,2‰/оС для 18O (Stable isotope hydrology, 1981). Еще одним проявлением температурной зависимости изотопного состава является высотный эффект, проявляющийся в снижении значений 18O и D при снижении температуры с высотой. Градиенты для 18O составляют от –0,15 до –0,4‰/100 м, для значений D – в 8 раз больше. Континентальный эффект четко проявляется для гидрологических систем и выражается в постепенном облегчении их изотопного состава при движении от океана вглубь континента (Environmental isotopes….., 2000). 5.1.2. Среднее время движения воды, изотопные соотношения при перемешивании вод разного генезиса При изучении динамики водных потоков в пределах водосборов или поверхностных водоемах и озерах часто применяют понятие среднее время перемещения или время полного цикла для обозначения длительности пребывания молекул воды в данной системе, перед тем как она покинет ее в 97 процессе испарения или вымывания. Понятие время обновления применяется для гидрологических систем, находящихся в стабильном состоянии (Nir, Lewis, 1975; Zuber, 1986): T = Vm/Q, где Q – это объемная скорость потока воды через систему, Vm – объем движущейся воды в системе. Принято считать, что в стабильных системах Vm – константа. При решении проблем, связанных с взаимодействием реки или озера с подземными водами, или проблем разделения гидрографа, часто имеют дело со смешением двух (и более) типов вод, имеющих разный изотопный сигнал. Например, испарившаяся озерная вода смешивается с локальными инфильтрационными водами в системе грунтовых вод. С точки зрения масс-баланса изотопный состав смеси может легко быть получен, если полностью охарактеризованы конечные параметры системы: mix = M1 M 1 + M2 M 2 +……… M N N, M где М1……МN – вклад отдельного параметра в общую массу (поток) М системы, а 1…….N – их изотопный состав. При графическом выражении D относительно 18O двухкомпонентная система будет иметь значения, располагающиеся на прямой линии, соединяющей изотопные значения конечных параметров. 5.2. Изотопные исследования рек 5.2.1. Гидрологические аспекты, глобальный гидрологический цикл Реки питаются за счет атмосферных осадков, прямого поверхностного стока, за счет подземных источников, талой водой ледников и снежников. Непосредственное участие атмосферных осадков в питании рек в результате прямого попадания в русло рек обычно незначительное, за исключением тех случаев, где большая площадь водосбора занята озерами. Речная вода частично просачивается в водоносные горизонты, частично испаряется. Различие между поступлением и расходом воды составляет поверхностную разгрузку или речной сток. Количество воды в речных системах в любой момент времени – всего лишь малая доля общемирового запаса воды. 97% всей воды на Земле содержится в океанах, а около ¾ пресной воды – в наземных льдах; почти вся остальная вода содержится в виде подземных вод. Вода рек составляет только около 0,004% общемирового запаса пресной воды. 98 5.2.2. Изотопы кислорода и водорода в реках, общие аспекты Стабильные изотопы в молекулах воды используют для исследования гидрологических, гидрохимических и экологических процессов в реках и их водосборах. Анализ изотопов D и 18О применяется для исследований водного баланса, динамики и взаимосвязи поверхностных и подземных вод в речных бассейнах и водосборах. Широкое применение изотопов D и 18О обусловлено их консервативным поведением в воде и значительной вариабельностью изотопных соотношений 2Н/1Н и 18О/16О. Сезонные вариации более выражены в реках и ручьях, для которых поверхностный сток выпадающих осадков является основным источником питания, и менее выражены в реках, питающихся преимущественно за счет подземных вод. Локальные осадки являются важным компонентом речного стока в истоках крупных бассейнов. В низовьях рек роль осадков снижается, за исключением периодов паводков, во время которых вклад каждого поверхностного и подповерхностного источника воды, имеющего свою изотопную характеристику, определяет изотопный состав речной воды. Соотношение значений D и 18O большинства рек мира соответствует ГЛМВ (рис. 5.2), указывая на преимущественное питание атмосферными осадками, а также на то, что испарение с поверхности рек, как правило, оказывает незначительное влияние на изотопный состав их вод. Рис. 5.2. Соотношение D и 18O для рек с незначительным испарением и сравнение с р.Оранжевой, Южная Африка, где испарение существенное (из Environmental isotopes… , 2001) Однако, в реках и водосборах в аридной зоне, где испарение является существенным фактором, совместное определение значений D и 18O может быть использовано для выявления эффекта испарения и изучения процессов смешения речных вод и впадающих в них подземных вод. 99 5.2.3 Вариации D и 18O в крупных реках Очевидно, что изотопный состав речной воды связан с изотопным составом локальных атмосферных осадков. Многолетние исследования изотопного состава рек в разных районах мира (рис. 5.3) показали, что в Африке, где атмосферные осадки характеризуются тяжелым изотопным составом, значения 18O в реках (Оранжевая, Нил) близки к 0‰ и нередко превышают это значение в результате активного испарения с поверхности рек. Изотопный состав рек Канады отражает влияние изотопически легких осадков: среднее значение 18O в воде р.Сент Лоренс в Квебеке составляет около –8‰, в воде р.Маккензи на северо-востоке страны – около –17‰ (см. рис. 5.3). Рис. 5.3. Вариации 18O в крупных реках мира (из W.G. Mook, 1982) На сезонные вариации значений 18O крупных рек мира в основном влияют сезонные вариации изотопного состава осадков, что указывает на значительную роль поверхностного стока в питании крупных рек. Для рек 100 равнинных территорий в приполярных и умеренных широтах характерна сезонность изотопного состава: в зимний и весенний период в водах рек отмечаются наиболее низкие значения 18O и D, что обусловлено питанием преимущественно за счет грунтовых вод (зимой) и поступлением изотопически легкого талого снега (весной), и наиболее высокие значения изотопного состава летом, что обусловлено участием в питании рек изотопически тяжелых летних дождей и в незначительной степени испарением. Изотопный состав воды рек с ледниковым питанием тесно связан с активным летним таянием ледников. И таяние снега, и таяние ледникового льда привносят в реки изотопически более легкую воду, как по значениям D, так и по значениям 18O. Реки, имеющие питание за счет подземных вод, как правило, характеризуются более стабильным изотопным составом по сезонам. Обратный сезонный изотопный эффект или выраженный изотопный сдвиг в реках в альпийской зоне и полярных широтах обусловлен поступлением в реки талого снега и льда, активное таяние которых происходит летом. Обратный сезонный изотопный эффект, отмеченный для р.Индус в Пакистане, обусловлен сравнительно большой долей талой ледниковой воды весной и летом (см. рис. 5.3). Сравнение изотопного состава двух европейских рек – Мааса (Мёза) и Рейна – имеющих разный тип питания, показывает существование прямого и обратного изотопного эффекта, соответственно: изотопный состав воды р.Маас отражает изотопный состав осадков, выпадающих в области водосбора, значения изотопного состава воды р.Рейн (в верхнем течении, в районе впадения альпийских притоков) определяются низкими значениями талого снега и льда в Швейцарских Альпах, активное таяние которых происходит летом (рис. 5.4). Рис. 5.4. Сравнение сезонных вариаций изотопного состава воды реки с типично дождевым питанием (Маас) и питанием за счет талых вод (Рейн, верховья) (из W.G. Mook, 1970; Environmental isotope… , 2001) 101 Особенность изотопного состава крупных рек определяется их протяженностью, обширной площадью водосбора, различными источниками питания притоков. При анализе изотопного состава крупных рек следует учитывать, что изотопный состав воды в верховьях и низовьях реки может существенно отличаться. В качестве примера можно привести р.Дунай – крупнейшую реку Европы. Длина р.Дунай составляет 2857 км, площадь водосбора – 817 000 км2, среднемноголетний сток в устье достигает 6500 м 3/с. Изотопный состав осадков в его водосборе характеризуется выраженной сезонной изменчивостью (средняя амплитуда вариаций значений 18O составляет 8‰), что соответствует изменениям температуры воздуха. Средние значения 18O воды р.Дунай в верхнем течении, в районе г.Ульм, за период наблюдений 1980-1993 гг. варьировали от –9,5 до –10,5‰, в то время как в среднем течении, в районе г.Вена, за период наблюдений 19861993 гг., значения 18O варьировали от –11 до –12‰, т.е. были легче на 1,5‰ (рис. 5.5), вследствие впадения в Дунай ниже г.Ульма альпийских рек, несущих изотопически более легкие воды. Рис. 5.5. Сезонные вариации значений 18O в воде Дуная в районе гг.Ульм и Вена и среднегодовые значения за период 1968-1994 гг. (из D. Rank et al., 1998) Различный режим питания верхнего и среднего Дуная отчетливо проявляется не только по средним значениям 18O, но также и по различным сезонным распределениям значений 18O в воде Дуная в районе г.Ульма и г.Вены, а также в р.Инн – одном из основных альпийских притоков Дуная (рис. 5.5 и 5.6). 102 Средняя сезонная амплитуда значений 18O в Дунае в районе г.Ульм невелика, около 0,5‰ (от –10,2‰ зимой до –9,7‰ летом), что близко к значениям 18O осадков на станциях, расположенных в пределах водосбора. Рис. 5.6. Среднемесячные значения 18O в Дунае в районе Вены (1986) и Ульма (1980-1993 гг.), и в р.Инн в районе Шёрдинга (1975) (из D. Rank et al., 1998) Осадки и подземные воды являются основными источниками питания реки в данном секторе водосбора. Максимальные значения 18O отмечаются в реке летом, минимальные – зимой, что соответствует сезонности в изотопном составе осадков (см. рис. 5.6). Несмотря на различие абсолютных значений 18O на двух участках (Ульм и Вена), отмечены близкие долговременные тренды на обеих станциях (см. рис. 5.5), что указывает на общий климатический сигнал, отмеченный также и в изотопном составе осадков. Альпийские реки изотопно более отрицательны. Долговременные значения 18O для р.Инн составляют –12,9‰ (см. рис. 5.6), указывая на влияние осадков, выпадающих на большой высоте. Отличие почти на 3‰ относительно значений 18O в осадках, выпадающих в Вене или Штутгарте, соответствует различию в абсолютной высоте равному примерно 1500 м (высотный изотопный градиент здесь составляет –0,02 ‰/100 м). Поскольку таяние на высоких отметках происходит весной и летом, сезонность значений 18O в альпийских реках не совпадает с сезонными изменениями в осадках. Для р.Инн амплитуда сезонных изменений значений 18O достигает 1,5‰, с минимумом (–13,8‰) в июне и максимумом (–12,3‰) в декабре. Этот обратный сезонный тренд значений 18O прослеживается даже в Вене, хотя амплитуда здесь уже меньше (около 1,1‰). В воде Дуная в районе Вены отмечается обратный сезонный изотопный эффект: более отрицательные значения 18O наблюдаются летом, что совпадает с высокой долей в речном стоке в это время талых снеговых и ледниковых вод. 103 Доля участия альпийских притоков в годовом стоке Дуная в районе Вены достигает 60%. Средние значения 18O воды р.Дунай и осадков в Вене используется для разделения стока на три компонента: 1) основной (донный) сток, со значениями 18O от –10,8 до –11,0‰; 2) непосредственное участие осадков, подсчитанное путем 18 экстраполяции наблюдаемых среднемесячных значений  O в Вене к расчетной высоте области питания альпийских рек (от –16‰ зимой до –10‰ летом); 3) участие талых снеговых и ледниковых вод, доля которых преобладает с апреля по сентябрь (значение 18O принято постоянным и равным –16‰). Относительное соотношение этих трех компонентов значительно меняется в течение года. Донный сток составляет более 90% общего стока зимой, с типичными значениями 18O около –11‰. Летом вклад донного стока снижается до 50% (Rank et al., 1998). Изотопный состав воды в верховьях большинства рек отражает изотопный состав локальных осадков, однако в низовьях изотопный состав воды рек будет определяться всеми поступающими в реки источниками. Это может быть продемонстрировано на примере р.Рейн (Buhl et al., 1991). Водосборный бассейн реки имеет площадь 224500 км2 (рис. 5.7, а). Режим реки характеризуется двумя пиковыми периодами. Рис. 5.7. Схема р.Рейн и его притоков, точки отбора образцов (а) и распределение изотопнокислородного состава воды (б): 1 – р.Рейн (осень), 2 – р.Рейн (весна), 3 – притоки (осень), 4 – притоки (весна) (из D. Buhl et al., 1991) 104 На февраль – март приходится первый пик стока в связи с таянием снега в низовьях реки, второй пик в июне – июле совпадает со снеготаянием в Альпах. Последний пик исчезает в районе Кельна. С августа по ноябрь отмечается низкий сток. Основным источником питания р.Рейн в верхнем течении (точка 1 на рис. 5.7, а) является талая снеговая вода со значением 18O около –12,5‰ (рис. 5.7, б). Изотопный состав воды р.Рейн в нижнем течении и воды притоков ниже впадения р.Майн отражают изотопный состав осадков, выпадающих на низменностях (значение 18O около –8‰). Балансовые расчеты показали, что в низовьях Рейна альпийские талые воды составляют около 50% общего стока в мае и около 30% в конце ноября (Buhl et al., 1991). Изотопные исследования и изучение сезонной динамики расхода воды реки Колымы в течение нескольких лет проводили американские исследователи (Welp et al., 2005). Для определения соотношения в речной воде дождевой и талой снеговой воды были проанализированы образцы осадков (снега и дождей) в бассейне р.Колымы. Соотношение 18O и D в атмосферных осадках круглогодично отбиравшихся Г.Зимовой в 2002-2003 гг. на метеостанции на стационаре “Плейстоценовый парк” в пос.Черский оказалось равно 6,4; близкое соотношение 18O и D равное 6,6 оказалось и в воде р.Колымы (Welp et al., 2005). Соотношение значений 18O и D в атмосферных осадках и в воде р.Колымы близко к линии глобальных метеорных вод (рис. 5.8). Рис. 5.8. Соотношение 18O и D в атмосферных осадках и в воде р.Колымы в 2002-2003 гг. (из L. Welp et al., 2005) Среднее значение 18O для Колымы с октября 2002 по сентябрь 2003 гг. составило –22,2‰. В конце мая – начале июня было зафиксировано быстрое снижение значений 18O в речной воде, что связано с весенним снеготаянием, минимальное значение 18O (–24,4‰) отмечено 7 июня 2003 г. (рис. 5.9, г). С начала июня до начала июля отмечено быстрое повышение значений 18O в 105 речной воде вследствие увеличения доли летних осадков в питании реки. Максимум значений 18O был отмечен в течение октября и 2002 и 2003 гг. и затем изотопный состав реки медленно облегчался с октября до января, стабилизируясь к февралю вплоть до весеннего таяния в мае. Пик наиболее изотопно отрицательных значений 18O в воде р.Колымы практически совпадает во времени с максимальными значениями объема стока: в конце мая – начале июня объем стока увеличился от 2000-3000 до 15000-17000 м3/с (см. рис. 5.9, а). Также резко в этот период возрастает доля талого снега в общем объеме стока реки (см. рис. 5.9, б, в). Рис. 5.9. Водный баланс (Q, м3s–1) р.Колымы, измеренный у пос.Колымское (а), доля участия талого снега (б), вычисленная с учётом распределения значений 18O в речной воде и D в атмосферных осадках и (в) – водный баланс (Q, м3s–1) р.Колымы, связанный со снегом (сплошная линия) и с дождевыми водами (прерывистая линия). Вариации 18O в речной воде в низовьях р.Колымы, отбиравшейся близ пос.Черский с сентября 2002 г. по декабрь 2003 г. (г). Прерывистой линией показано среднее значение 18O за этот период, равное –22,2‰ (из L. Welp et al., 2005) 106 Изотопные исследования позволили разделить участие снега и дождя в речном стоке. В течение весеннего пика таяния участие талых снеговых вод достигает максимума в 82%. Снег доминировал в речном стоке в течение весны, с пиком в начале июня. Доля поступления дождевой воды увеличилась в течение июня и достигла максимума в начале июля. Проанализировав в целом приход воды с разным изотопным составом, Л.Велп пришла к выводу, что 60% воды, расходуемой Колымой, образовалось за счет таяния снега и 40% за счет дождя. Доля талых снеговых и дождевых вод в речном стоке в июне – июле превышает 4/5 от общего стока (рис. 5.9, б, в) Сравнение годового распределения изотопного состава воды р.Колымы, ее притоков и других малых рек и ручьев в низовьях Колымы показало бóльшую изменчивость изотопного состава малых рек по сравнению с Колымой (рис. 5.10). Рис. 5.10. Распределение 18O в различных реках и протоках в низовьях р.Колымы в 2002-2003 гг. (из L. Welp et al., 2005): ручей 1 – маленькая протока под повторно-жильным массивом (едомой); ручей 2 – маленькая протока под едомой с притоком озёрных вод; ручей 3 – протока на пойме р.Колымы Эти исследования показали, что изотопный состав малых рек быстрее меняется под воздействием талого снега, вытаивающих подземных льдов и особенно дождевых осадков, по сравнению с Колымой (Welp et al., 2005; Васильчук, 2006). Изотопные исследования р.Маккензи и ее притоков в течение 2003-2006 гг. показали, что изотопный состав воды р.Маккензи имеет четкий 107 географический сигнал (Yi et al., 2010). Показано влияние изотопно легких вод, поступающих в р.Маккензи с р.Лиард и с притоками, берущими начало в горах Маккензи, и изотопно тяжелых вод из водосбора Большого Невольничьего озера. Изотопно-кислородный состав р.Маккензи отражает связь с физикогеографическим положением его русла. В верховьях (в районе Большого Невольничьего озера) вода реки наиболее изотопно обогащена, со средним значением δ18O –17‰, в низовьях (побережье моря Бофорта) – изотопно облегченная, со средним значением δ 18O –18,5‰. В среднем течении вода реки имеет промежуточное значение δ 18O –17,9‰ (рис. 5.11, а). Рис. 5.11. Изотопный состав р.Маккензи на разных участках реки от истоков до устья (а), вариации изотопного состава основного стока (б): р.Маккензи (1), горных притоков (2) и притоков с равнинных заболоченных территорий (3). По Y.Yi et al. (2010) 108 Вода р.Маккензи изотопно обогащается водами истоков (рис. 5.11, б). Изотопный состав 52 исследованных притоков позволил разделить их на 2 группы: горные и равнинные со значительной примесью болотных вод. Горные притоки приносят в р.Маккензи преимущественно талые снеговые и ледниковые воды и осадки, выпадающие на больших высотах, изотопный состав которых варьирует от –21,9 до –18,2‰ по δ18O. Впадение в р.Маккензи горных притоков приводит к облегчению ее изотопного состава на 1-3‰ по δ18O. Притоки с равнинных заболоченных территорий приносят в р.Маккензи изотопно более тяжелую воду со значениями δ 18O от –13,9 до –17,7‰. Более низкий наклон линии соотношения значений δ 18O – δD в воде р.Маккензи по сравнению с ГЛМВ обусловлен значительной примесью вод, подвергающихся активному испарению в течение летних месяцев, и, как следствие, имеющих тяжелый изотопный состав. Это вода оз.Большое Невольничье и притоков, дренирующих болота. Построена линия соотношения дейтерий – тяжёлый кислород для бассейна р.Маккензи: δD = 6δ18O – 40,8 (см. рис. 5.11, б), которая отражает два основных гидрологических процесса (испарение и смешение). Была выявлена зависимость изотопного состава р.Маккензи от объема стока. Так, в устьевой части реки при повышении объема стока относительно среднего значения на 7-17 м3/с значения δ18О воды снижались от –18 до –20,2‰ (рис. 5.12). Это обусловлено тем, что повышение объемов стока в низовьях р.Маккензи связано с поступлением большого количества изотопно легкой талой снеговой и ледниковой воды. Рис. 5.12. Соотношение объемов стока и изотопного состава р.Маккензи в нижнем течении (пос. Тсигетчик). Прерывистая линия показывает среднее значение стока (по Y. Yi et al., 2010) 109 Исследование подобной зависимости в течение 3 лет (2004-2006 гг.) в разных частях бассейна р.Маккензи показало, что в верховьях реки (район Стронг Пойнт) увеличение объема стока приводит к незначительному облегчению изотопного состава по δ18О на 1‰, в отличие от низовьев реки, где это облегчение составляет почти 3‰ (рис. 5.13), что, как было отмечено выше, связано с большой долей талой снеговой воды в этой части р.Маккензи. Рис. 5.13. Соотношение аномалий объемов стока и изотопного состава для р.Маккензи в верхнем течении, район Стронг Пойнт (1) и нижнем течении, пос.Тсигетчик (2), а также для одного из крупных притоков р.Маккензи – р.Лиард в устье (3) (по Y.Yi et al., 2010) Изотопически легкую воду приносят многочисленные горные притоки, например, один из крупных притоков – р.Лиард. Она впадает в р.Маккензи примерно на 80 км ниже Стронг Пойнт, а ее изотопный состав в устье на 3‰ ниже изотопного состава р.Маккензи в этой точке (см. рис. 5.13). Водосбор р.Лиард находится в горах и основным источником питания этой реки являются талые снеговые воды и изотопически легкие осадки. Таким образом, проведенные изотопные исследования показали два основных источника формирования стока р.Маккензи – Большое Невольничье озеро, изотопный состав которого отражает испарение, и горные притоки, несущие в р.Маккензи изотопно легкую воду. Воды озера и равнинных притоков в основном формируют сток р.Маккензи в верхнем течении, а воды р.Лиард и других горных притоков – в среднем и нижнем течении (Yi et al., 2010). Изотопные исследования 6 крупнейших рек Арктики – Оби, Енисея, Лены, Колымы, Юкона и Макензи, проводившиеся в течение 4 лет (Yi et al., 2012), позволили установить источники питания рек, процессы смешения и испарения в пределах арктических речных бассейнов. Из исследованных рек Сибири Обь характеризуется наиболее тяжелым изотопным составом 110 (δ18O = –14,85‰, δD = –113,3‰), Колыма – наиболее изотопически легким (δ18O = –22,85‰, δD = –171,4‰). Остальные реки имели промежуточный изотопный состав. Поскольку изотопный состав речного стока в основном отражает изотопный состав атмосферных осадков, можно отметить, что вышеупомянутый тренд снижения значений δ 18O и δD с запада на восток в реках Сибири отражает континентальный эффект выпадения осадков, изотопный состав которых облегчается при движении с запада на восток вглубь континента. В целом отмечается тренд облегчения изотопного состава сибирских рек с запада на восток, но при этом линии соотношения δ 18O – δD близки к ГЛМВ (рис. 5.14, а). В отличие от них северо-американские реки (Юкон и Маккензи) показывают отклонения от ГЛМВ, наклон линии соотношения δ 18O – δD для этих рек ниже, что отражает кумулятивный эффект испарения. Рис. 5.14. Соотношение δ18O – δD в 6 арктических реках относительно ГЛМВ (а); прерывистые линии показывают соотношения δ18O – δD в отдельных речных бассейнах: 1 – р.Обь в районе Салехарда; 2 – р.Енисей в районе г.Дудинка; 3 – р.Лена в районе г.Жиганск; 4 – р.Колыма в районе пос.Черский; 5 – р.Маккензи в районе пос.Тсигетчик; 6 – р.Юкон в районе ст.Пилот. Зависимость площади болот в бассейнах рек и наклона линии соотношения δ 18O – δD в реках (б) (по Y. Yi et al., 2012) Показано, что наклон линии соотношения δ 18O – δD непосредственно связан с площадью болот в пределах водосбора реки, с поверхности которых 111 идет активное испарение (рис. 5.14, б). Реки, в водосборах которых площадь болот максимальная, имеют наиболее низкий наклон линии δ 18O – δD. Наименьшая площадь болот и, соответственно, наклон линии соотношения, равный 7-8 (как у ГЛМВ), отмечен для рек Колыма и Лена (см. рис. 5.14, б). Проведенные исследования соотношения изотопного состава и объемов стока еще раз подтвердили полученную ранее обратную зависимость значений δ18O и показателей стока. В целом было выявлено, что по мере повышения объемов стока значения δ 18O воды понижаются (рис. 5.15, а). Рис. 5.15. Зависимость δ18O от вариаций объемов стока для 6 арктических рек: соотношение δ 18O и объемов стока для всех исследованных рек (а) и для групп рек с линейной (б) и нелинейной (в) зависимостью. Соотношение δ18O и аномалий стока (ΔQ) для всех рек (г) и для групп рек с линейной (д) и нелинейной (е) зависимостью (по Y.Yi et al., 2012) 112 Однако в каждом конкретном случае есть различия (рис. 5.15, б, в). Было выделено два типа зависимости δ 18O и повышения объемов стока (ΔQ). Строгая линейная корреляция δ 18O и ΔQ получена для 4 арктических рек: Енисея, Колымы, Юкона и Маккензи (рис. 5.15, д), питающихся преимущественно талой снеговой водой, для которых большие объемы стока связаны с таянием изотопно-легкого снега, а малые объемы стока – с изотопно-тяжелыми грунтовыми водами. Для рек Обь и Лена была получена нелинейная зависимость вариаций значений δ18O от объемов стока (рис. 5.15, е). Процессы формирования стока для рек Лена и Обь вероятно, более сложные. Вместо постепенного снижения значений δ18O по мере повышения объемов стока, данные δ 18O по Лене показывают резкий переход от высоких значений изотопного состава к низким. Отличием от других рек здесь является то, что в бассейне р.Лена период снеготаяния длится дольше, и переход к питанию летними осадками и подземными водами не постепенный, как в других речных бассейнах, а довольно резкий. Вариации значений δ18O для р.Обь, напротив, показывают нормальный характер распределения, который объясняется пропорциональным увеличением поступления талых снеговых вод, как в речных бассейнах, питающихся преимущественно талыми снеговыми водами. На основании данных по определению трития в водах исследуемых рек, И.Йи с соавторами (Yi et al., 2012) отметили его высокие концентрации для водосборов всех сибирских рек и более низкие для р.Юкон. Это различие заключается преимущественно в ледниковом питании р.Юкон. Талые ледниковые воды почти не содержат тритий. В верховьях бассейна р.Юкон, в пределах гор Врангеля, где берут начало левые притоки, широко развиты ледники и фирновые поля. Площадь оледенения составляет около 8300 км², крупнейший ледник – Набесна (87 км; 819 км²); некоторые ледники спускаются до высоты 500-700 м. Сибирские реки имеют преимущественно атмосферное питание. Возможно, заметный вклад в питание сибирских рек принадлежит водам сезонно-талого слоя, образующимся в результате таяния неглубоко залегающих текстурных и жильных льдов, которые, как известно (Chizhov, Derevyagin, 1998), содержат заметное количество современного трития. Изотопные исследования крупных рек (а также анализ изотопного состава осадков, поверхностных и подземных вод в пределах водосборов) позволили выявить прямой и обратный сезонный изотопный эффект, обусловленный особенностями питания рек, установить различия изотопного состава на разных участках реки от истока до устья, показать степень влияния изотопного состава вод мелких притоков на изотопный состав крупной реки. Также сезонные вариации изотопного состава воды крупных рек позволяют определить долю участия талого снега, летних осадков и подземных вод в 113 формировании стока; установить зависимость изотопного состава от объема стока. Изотопные данные позволяют лучше оценить континентальный сток крупнейших рек Арктики. Два основных типа изменчивости изотопного состава рек (линейный и нелинейный, в зависимости от интенсивности стока) показывают вариабельность и комплексность гидрологических процессов в речных бассейнах Арктики. Полученные результаты показали, что в высоких широтах гидрологический режим рек не всегда определяется одним фактором (например, снеготаянием). Явная корреляция между изотопным составом, распространением многолетнемерзлых пород и площадью болот предполагает наличие связей между ландшафтными особенностями и гидрологическими процессами, что важно учитывать при потеплении климата и деградации многолетнемерзлых пород. 5.2.4. Вариации D и 18O в небольших реках и ручьях, разделение гидрографа Особенности изотопного состава малых рек (по сравнению с крупными реками) проявляются в том, что изотопный состав воды малых рек быстрее реагирует на изменение изотопного состава осадков, чем вода крупных рек, т. к. поверхностный компонент стока непосредственно поступает в реки и он более выраженный. Исследования влияния поверхностного стока на водосбор ручья Леинбах в Баварских Альпах (Stichler, Herrmann, 1978) показали, что отмечается быстрая реакция изотопного состава стока на прошедший сильный ливень (рис. 5.16). Значение 18O дождя, выпавшего 7 августа, составил –7,5‰, что изотопически тяжелее воды ручья. Дождь обусловил быстрое повышение значений 18O поверхностного стока на 1‰ (рис. 5.16, а). Дождь 12 августа был изотопно более обедненным (18O составили от –14 до –16‰), по сравнению с водой ручья до дождя (рис. 5.16, б). Соответственно, значение 18O поверхностного стока понизилось на 0,7‰. Таким образом, изотопный состав ливней, прошедших в Баварских Альпах, обусловил быстрое, но короткое по времени (длительностью от 4 до 8 часов) изменение изотопного состава воды ручья Леинбах на 0,7-1‰. Ю.К.Васильчуком и Н.А.Буданцевой в процессе исследования суточных вариаций изотопного состава воды р.Баксан в долине Азау, в районе Эльбрусской учебно-научной станции географического ф-та МГУ, в августе 2010 г. был выявлен изотопный импульс талых ледниковых вод, которые являются основным источником питания реки в летнее время. 114 Рис. 5.16. Объем поверхностного стока Q и значения 18O в ручье Леинбах (Баварские Альпы) после сильного дождя с высокими (а) и низкими (б) значениями 18O по сравнению со значениями в стоке до дождей (по W. Stichler, A. Herrmann, 1978) Опробование воды производилось в створе, заложенном на р.Баксан в 1 км от края ледника Большой Азау, отбор образцов производился в течение суток с интервалом в 3 ч. Значения 18O варьировали от –14,4‰ в интервале 3-9 ч, в дневные часы (12-18 ч) значение 18O составило –14,1‰, вечером и ночью отмечалось утяжеление изотопного состава до –13,9‰. Таким образом, в течение суток изотопный состав р.Баксан изменился на 0,5‰. Сдвижка времени максимального таяния льда (12-16 ч) и фиксации наиболее легкого изотопного состава воды в р.Баксан (3-9 ч), скорее всего, соответствует времени добегания талой ледниковой воды до русла реки. Также нами был прослежен импульс изотопически тяжелых осадков в изотопном составе воды р.Протва и ее притоков в пределах Сатинского учебно-научного полигона географического ф-та МГУ (Чижова и др., 2013). Питание р.Протвы смешанное, с преобладанием снегового, значительным участием подземного и дождевого. Изотопно-кислородный состав р.Протва варьирует в пределах от –10 до –11‰, грунтовые воды характеризуются значениями 18О от –12 до –13‰, что соответствует среднегодовому изотопному составу осадков для территории центра Европейской части России. В летние сезоны 2009 и 2011 гг. были отобраны образцы воды из р.Протва и ее притоков (рис. 5.17), а также атмосферные осадки. Изучение динамики релаксации изотопного импульса в изотопном составе р.Протвы в 2011 г. показало наличие небольшой реакции речной воды на изотопически тяжелый дождь со значением 18О = –6,15‰, выпавший с 4 на 5 июля 2011 г. Значения 18О в воде р.Протвы уменьшились на 0,6‰, этот импульс прослеживался в течение 2-х часов 5 июля (рис. 5.18, а). 115 Рис. 5.17. Схема расположения р.Протва и ее притоков в пределах Сатинского учебно-научного полигона и точки отбора образцов для изотопного анализа (по Ю.Н.Чижовой, Н.А.Буданцевой и др., 2013) Рис. 5.18. Изменение изотопного состава поверхностных вод Сатинского полигона в течение суток после выпадения изотопически тяжелого дождя (по Ю.Н.Чижовой, Н.А.Буданцевой и др., 2013) Во время сильной грозы, которая продолжалась с 0 до 2 час. 27 июля 2009 г., выпал дождь со значением 18О = –7,35‰. В течение дня 27 июля для изотопного анализа были отобраны пробы на правом берегу р.Протвы из ручьев в Восточно-Сатинском и Егоровом оврагах, поверхностного стока в ложбине на пойме и из самой р.Протвы на стремнине через 3, 12 и 28 час. после окончания дождя. Изучение динамики релаксации изотопного импульса грозовых осадков в составе поверхностных вод Сатинского учебного полигона показало постепенное облегчение изотопного состава 116 воды в р.Протва и ручьях Егоров и Восточно-Сатинский в течение дня (рис. 5.18, б, в, г). Продолжительность релаксации изотопного импульса изотопически тяжелых грозовых осадков, выпавших 27 июля 2009 г. в водах ручьев в Восточно-Сатинском и Егоровом оврагах и в р.Протве составила 1213 часов. Вклад поверхностного стока в общий сток в пределах небольшого водосбора может быть определен с помощью разделения гидрографа, для чего необходимой информацией являются изотопные данные, как правило, в сочетании с гидрохимическими. Обычно общий гидрограф разделяют на два компонента – поверхностный и подземный сток для отдельно взятого дождя. Если концентрация раствора (типичные значения изотопного или химического состава) существенно отличается в течение прохождения дождя по сравнению с показателями до него, соотношения в смеси двух компонентов во время дождя может быть оценено с помощью простых массбалансовых уравнений. Для расчета стока в гидрографе используются следующие балансовые уравнения: Qt = Qs – Q0 (5.6) и t Q t = s Q s + 0 Q 0 (5.7) где Qt – объем общего стока, Qs и Q0 – объем поверхностного стока и стока непосредственно перед выпадением дождя, соответственно. t – изотопный состав общего стока, s и 0 – изотопный состав поверхностного стока и стока непосредственно перед выпадением дождя, соответственно. С учетом уравнений 5.6 и 5.7 относительная доля поверхностного стока определяется как: Qs/Qt = t   0 s   0 (5.8) Пример разделения гидрографа для небольшой реки с помощью данных  O приведен на рис. 5.19. Производилось измерение количества осадков и поверхностного стока (см. рис. 5.19, а) с 12 ч 27 ноября по 0 часов 29 ноября. В образцах дождя и поверхностного стока, отобранных в этот период времени, был измерен изотопный состав. Значения 18O для осадков варьировали от –4‰ 27 ноября до –10‰ 28 ноября, когда количество осадков было максимальным (см. рис. 5.19, б). Было подсчитано “количество 18O” в осадках и стоке по уравнениям (Р – 0)Р = ΔРР и (t – 0)Q = ΔQQ (см. рис. 5.19, в). Значение 18O для 0 составляло –7,1‰. Расчет показал, что 28 ноября доля поверхностного стока в суммарном стоке составила 25%. 18 117 Рис. 5.19. Вариации значений 18O в осадках и общем стоке в пределах небольшого водосбора площадью 6 км2 на востоке Голландии (б) и сравнение (а) с количеством осадков (Р в мм) и интенсивностью дождей (Q в мм на площади водосбора), в – “количество 18O” в осадках и стоке (по W. G. Mook et al., 1974) Нами было исследовано влияние таяния снега на изотопный состав воды Сетуни – реки на западе Москвы, крупнейшего правого притока р.Москвы. На р.Сетунь были выбраны два участка постоянного мониторинга изотопного состава речной воды – под мостом вблизи Минской улицы и в 100 м выше устья на территории парка “Сказка”. Отбор проб воды начат Н.А.Буданцевой и Ю.Н.Чижовой в феврале 2010 г. и производился каждые 3-5 дней до окончания периода снеготаяния в середине апреля. Питание р.Сетунь в пределах г.Москвы в зимнее время осуществляется за счет грунтовых вод, сбросов промышленных предприятий. Грунтовое питание с застроенных городских территорий, в отличие от естественных, в зимний период может увеличиваться за счет увеличения инфильтрующегося поверхностного стока над тепломагистралями. В период весеннего половодья основное питание реки происходит за счет таяния снега, большую долю составляет снег снегосвалок. Анализ внутригодового распределения стока по результатам расчленения гидрографа показывает, что доля поверхностного стока в питании р.Сетунь составляет 118 40%, базисного стока (подземный сток и сток предприятий спецводопользователей) – 60%. Изотопное соотношение δ18О – δD в речной воде характеризуется уравнением регрессии δD = 8,7δ18О + 17,4, что указывает на атмосферную природу воды, графически оно близко расположено к глобальной линии метеорных вод Х.Крейга, хотя и имеет некоторый разброс значений (рис. 5.20). Близкое расположение изотопных значений воды реки к ГЛМВ указывает на то, что почти все воды, поступающие в реку, имеют атмосферное происхождение. Рис. 5.20. Соотношение δ18О и δD в образцах воды р.Сетунь В пиковый период снеготаяния в конце марта изотопный состав воды р.Сетунь стал легче по 18O на 3–3,5‰: от –11 до –14,5‰ (рис. 5.21), что связано с поступлением изотопически легких талых снеговых вод. Рис. 5.21. Вариации содержания δ18О и δD в воде р.Сетунь на двух ключевых участках в г.Москве с февраля по апрель 2010 г.: а – на ключевом участке “Сказка”, б – на ключевом участке “под мостом” Значения δ18О и δD снега на пойме р.Сетунь с февраля по апрель варьировали от –21,8‰ до –13,9‰ и от –156,1‰ до –105,6‰, соответственно. Общая картина изотопных вариаций воды р.Сетунь для двух пунктов опробования практически идентична, несмотря на отличие изотопных 119 значений в пределах 0,5‰ по δ 18О и 5‰ по δD, связанных с локальными особенностями течения и перемешивания воды в месте отбора. Это говорит о стабильности изотопного состава воды р.Сетунь на участке от Минской улицы до впадения ее в р.Москва и отсутствии поступления воды из других источников (ручьи, сточные воды, промышленные или бытовые выбросы). Таким образом, мониторинг изотопного состава воды реки в черте города на двух ключевых участках, расположенных недалеко друг от друга, может выявить поступление в реку промышленных сбросов или сточных вод (имеющих другой, как правило, более тяжелый изотопный состав), источники которых могут быть расположены между ключевыми участками. 5.2.5. Изотопные исследования речных льдов Речные льды образуются в реках при кристаллизации воды в поверхностном и глубинных слоях, смерзании находящегося на ледяном покрове и пропитанного водой снега, замерзании выступающей на лёд воды (при промерзании реки или растекания по льду воды мелких притоков). На изотопный состав речного льда влияет ряд факторов. В первую очередь, это первичный изотопный состав воды, из которой формируется лёд, и условия, в которых происходит промерзание: открытая или закрытая система. На изотопный состав речного льда также могут оказать воздействие присоединение к поверхностному льду выпавшего снега, внутриводного (шуги) и донного льда. При промерзании проявляется эффект фракционирования, который зависит от скорости промерзания и условий граничного слоя. Эффект фракционирования в системе лед – вода при промерзании ведёт к тому, что более тяжелые изотопные разновидности воды такие как Н218О, НD16O преимущественно захватываются льдом. Обычно, если речной лёд формируется из воды реки его изотопный состав на 4-5‰ тяжелее. Так, например, исследования изотопного состава речного льда в июле 1983 г. в устье р.Гыда (Гыданский п-ов, 70о53´ с.ш., 78о30´ в.д.) показали, что значения δ18О в нём −11,9‰, а в воде реки −16,2‰ (Васильчук, 1992, том 2). Для хорошо перемешивающихся закрытых систем, где водная толща изолирована, изотопный состав льда и воды может прогрессивно обогащаться тяжелыми изотопами с течением времени, поскольку весь объем воды промерзает в соответствии с фракционированием при льдообразовании по закону Рэлея (рис. 5.22, а). При промерзании в идеальной открытой системе, когда лед формируется in situ при небольшой скорости промерзания, близкой к природной, а исходная вода движется и хорошо перемешивается, изотопный состав льда остается постоянным по вертикали и обогащается при равновесных условиях (рис. 5.22, в). 120 Рис. 5.22. Теоретические расчёты проявления эффекта фракционирования на вертикальном профиле при образовании льда (по J. J. Gibson, T. D. Prowse, 2002): а – в закрытой системе, когда лед обогащается тяжелыми изотопами при условиях выполнения уравнения Рэлея; б – в полузакрытой системе, когда остающаяся вода обогащается тяжелыми изотопами из воды медленно протекающей подо льдом; в – в открытой системе: когда вода с постоянным изотопным составом протекает подо льдом; г – в открытой системе, при изменении скорости промерзания от высокой (около 50 мм/час) до близкой к нулевой (1 мм/день), когда наблюдается незначительное обогащение изотопного состава; д – открытая система – текущая вода с постоянным изотопным составом Если скорость промерзания медленная, т.е. соответствует природной скорости промерзания, то эффект изотопного фракционирования будет проявляться либо в постоянном, либо в прогрессирующем обогащении ледяного слоя с глубиной. Для выявления особенностей формирования льда на севере Канады на р.Маккензи и ее притоках – рр.Лиард, Птитот, а также оз.Гуз, проводились комплексные исследования изотопного состава речной и озерной воды, льда и снежного покрова на льду (Gibson, Prowse, 1999, 2002). В точке отбора образцов льда на р.Маккензи до впадения р.Лиард мощность речного льда составила 0,76 м, значения δ 18О в снегу = –24,4‰, а δD = –201‰, значения δ18О в речном льду практически не изменяются по глубине и составляют около –15‰, δD около –130‰, изотопный состав воды подо льдом на глубине 1 м легче: δ18О –17,5‰, δD –140 ‰ (рис. 5.23, а). 121 Рис. 5.23. Изменение содержания изотопов водорода и кислорода и дейтериевого эксцесса по вертикали во льду: (а) р.Маккензи до впадения р.Лиард,(б) р.Птитот, притока р.Лиард: 1 – δ18О, 2 – δ2Н, 3 – граница между льдом и снежным льдом, 4 – направление течения; Отрезками серых горизонтальных линий показана разница между изотопным составом нижнего образца льда и изотопным составом воды (по J. J. Gibson, T. D. Prowse, 1999) В точке отбора образцов речного льда на р.Птитот в месте впадения ее в р.Лиард мощность льда составила 0,56 м, в снегу δ18О = –29,3‰, δD = –223‰. Значения δ18О в речном льду колеблются от –12,5‰ до –15‰, а δD от –140‰ до –118‰, изотопный состав воды подо льдом на глубине 1 м несколько легче: δ18О = –16‰, δD = –201‰ (рис. 5.23, б). В точке отбора образцов льда на пойменном оз.Гуз в долине р.Лиард мощность льда составила 0,76 м, изотопный состав снега δ18О = –27,3‰, δD = –219‰, в промежуточном прослое льда смешанного со снегом δ 18О = –18‰, δD = –150‰, значения δ18О во льду постепенно становятся тяжелее от –15‰ до –14‰, значения δD варьируют от –140‰ до –122‰. Вертикальное распределение значений изотопного состава в речных льдах рек Арктики показало, что, как правило, лед изотопно тяжелее речной воды. Во льду арктических рек наблюдается облегчение изотопного состава по вертикали (снизу – вверх), наиболее низкие значения изотопного состава характерны для верхней части льда, что обусловлено участием снега в формировании льда (Васильчук, Васильчук, 2012). 122 5.3. Изотопные исследования морей и эстуариев Эстуарии – области впадения рек в море. В связи с этим эстуарии характеризуются процессами смешения речной и морской воды, что приводит к формированию солоноватой воды. Существуют два параметра для определения степени смешения, солоноватости, т.е. процентного соотношения пресной речной и соленой морской вод: 1). Хлорность, Cl, определяемая как общая концентрация галидов (хлорид + бромид + иодид). Концентрация выражается в г NaCl на кг воды или в ‰. Средняя хлорность океанической воды составляет 19,1‰. 2). Соленость, S, определяемая как концентрация соли в г/кг, ‰ или в епс. Соленость средней океанической воды составляет 34,5‰. Химический состав океанической воды постоянен. Поэтому относительные концентрации компонентов, не рассматривая разбавление пресной водой, очень постоянные во всем мировом океане. Соленость рассчитывается исходя из хлорности с помощью уравнения: S = 1,80655Cl. К солоноватым водам относятся воды с соленостью менее 25‰. 5.3.1. Изотопные вариации в морях С.Эпстайн и Т.Маеда (Epstein, Mayeda, 1953) первыми проанализировали соотношение 18O/16O в морской воде. На основе полученных ими результатов Х.Крейг (Craig, 1961, a) сформулировал понятие стандарта средней океанической воды. Значения изотопного состава и солености различных морей и океанов заметно варьируют (табл. 5.1). Таблица 5.1. Значения 18O, D и S глубоких вод океанов и морей (из Environmental isotopes….., 2001) Океан/море Северный ледовитый океан Северная Атлантика Южная Атлантика Тихий океан Антарктика (Южный океан) Индийский океан Средиземное море Балтийское море Черное море Красное море 18O, ‰ +0,12 –0,2 ± 0,3 от –0,2 до –0,45 –0,2 ± 0,2 +1,5 ± 0,2 >–7 ± 1* –3,3 ± 0,2 +2,5 D, ‰ +2,2 ± 1,0 +1,2 ± 0,8 –1,3 ± 0,6 1,4 ±0,4 S, ‰ 34,9 34,7 34,7 ± 0,2 39,0 ± 0,2 >4* * – данные по пресноводной компоненте; для смеси с морской водой отмечены более высокие значения Более выраженные вариации значений 18O и отклонения от 0‰ отмечаются в поверхностных водах океана, где: 123 1). Морская/океаническая вода подвергается испарению (Персидский залив: 18O = +2‰, экваториальные поверхностные воды: 18O = +0,7‰). 2). Прибрежные воды, которые содержат различное количество пресной воды, поступающей с реками. 3). Морские воды в районах, где происходит таяние поверхностных морских льдов и выводных ледников. В последних двух случаях значения 18O линейно связаны с соленостью, как в эстуариях. В первом случае испарение вызывает изотопное обогащение воды, что также коррелирует с соленостью. Анализ большого массива изотопных данных позволяет говорить о том, что в океанических водах значения δ18О могут варьировать от –20‰ в областях стока в полярных и приполярных районах до +2‰ и выше в полузакрытых бассейнах с интенсивным испарением, таких как Красное море. Изотопно-кислородный и дейтериевый состав при исследовании морских вод имеет преимущество перед соленостью в том, что эти показатели определяются происхождением воды. Так, например, пресные воды, поступающие в океан, могут иметь одинаковую соленость, близкую к нулю, но сильно отличаться по значениям δ 18О и δD, т.к. имеют разное происхождение (атмосферные осадки, речной сток, талая ледниковая вода). Исследования влияния талых ледниковых вод и тающего морского льда на изотопный состав морской воды проводились во фьордах Норвегии, Шпицбергена и Гренландии. Изотопные данные, полученные С.МакЛахленом с соавторами (MacLachlan et al., 2007), показали, что поверхностные воды во внутренней части фьорда Конгсфьорден в Норвегии изотопически легче глубинных вод: так, δ 18О для поверхностных вод варьировали от –1,0‰ до –1,47‰, в то время как значения δ 18О глубинных вод составляли от –0,02‰ до 0,21‰. Во внешней части фьорда значения δ 18О варьируют от 0,06‰ до 0,51‰ при высоких значениях солености воды, в то время как во внутренней части вода изотопически более легкая и опресненная. Горизонтальный градиент изменения значений δ 18О поверхностных вод составил 0,012‰/км. Проведенные исследования показали, что в распреснении верхней 15-метровой толщи морской воды во фьорде Конгсфьорден в Норвегии большую роль играют талые ледниковые воды: их опресняющее действие проявляется в снижении солености и облегчении изотопного состава морской воды, как по вертикали, так и по горизонтали при движении от внешней к внутренней части фьорда. Изотопные данные применяются при исследовании происхождения и распространении глубинных течений в океане. Так, например, значения δ18О позволяют выявить четкое различие между влиянием Антарктических промежуточных вод (δ 18О = –0,3‰), Антарктических придонных вод 18 (δ О = –0,6‰), Северо-атлантических глубинных вод (δ 18О = ~0‰), которые 124 формируют срединные и глубинные течения в Атлантическом океане (Bigg, Rohling, 2000). Нами по южной части Атлантического океана (при содействии С.А.Добролюбова) были получены изотопные данные, позволившие определить влияние Антарктических донных вод (АДВ) в этой части океана. В ходе экспедиции 27 рейса НИС «Академик Иоффе» в апреле 2009 г. был выполнен отбор проб воды в канале Вима вдоль восточного побережья Южной Америки (31 о ю.ш.), в интервале глубин 898-4629 м и в районе разлома Чейн на экваторе в интервале глубин 725-4635 м. Установлено, что распространение Антарктической донной воды в нижней части канала Вима происходит в виде сильно перемешанной струи (или нескольких струй) толщиной около 200 м. В пределах разлома Чейн Антарктическая донная вода разбивается на два потока по вертикали, между которыми образуется перемешанный слой. Выполненные Н.А.Буданцевой и Ю.Н.Чижовой изотопно-кислородные определения проб воды из канала Вима показали тенденцию облегчения изотопного состава воды в придонной 400-метровой толще воды (в интервале глубин 4400-4800 м), что обусловлено внедрением Антарктических донных вод. Значения δ18О здесь варьировали от –0,42 до –0,94‰, среднее значение составило –0,66‰. Также достаточно облегченный изотопный состав отмечен на глубинах 1444 м и 2560 м (значения δ 18О составили –0,7 и –0,57‰, соответственно (рис. 5.24, а), что возможно, отражает внедрение отдельных струй АДВ в толщу воды. Наиболее тяжелый изотопный состав воды отмечен на глубине 898 м (δ18О = –0,31‰). Рис. 5.24. Распределение значений δ18О на разных глубинах в пробах Атлантических вод из канала Вима на широте 31 о ю.ш. (а) и в районе 51,06 о ю.ш., 44,97о з.д. (б) вариации значений δ18О по данным Х.Остлунда с соавторами (из H.G.Ostlund et al., 1987) 125 Проводившиеся ранее в водах Южной Атлантики измерения δ 18О и δD по глубине (Ostlund et al., 1987) показали, что в диапазоне глубин от 10 до 5804 м значения δ18О варьируют в пределах 0,4‰ от –0,2 до +0,2‰, при этом наиболее изотопически отрицательные воды зафиксированы на глубинах от 200 до 1000 м и глубже 4000 м (рис. 5.24, б). Сравнение двух изотопных диаграмм (см. рис. 5.24, а и б) может служить доказательством переноса холодных (и, следовательно, изотопически легких) Антарктических донных вод именно по каналу Вима, на что, по мнению Н.А.Буданцевой указывает выраженное облегчение изотопного состава воды в его придонной части, в то время как ровный характер изотопной кривой для 51о ю.ш., скорее, говорит о снижении или отсутствии влияния этих вод в данном районе. Изотопные измерения воды в разломе Чейн на экваторе дали возможность оценить значения переноса Антарктических донных вод на восток. В двух пробах воды из разлома Чейн изотопный состав характеризуется следующими значениями: на глубине 725 м δ 18О = –0,38‰, на глубине 4635 м δ18О = –0,29‰. Изотопные данные, полученные по толще вод Атлантического океана в районе канала Вима и разлома Чейн, отражают степень распространения Антарктических донных вод (АДВ): в пределах канала Вима, на 31 ою.ш. АДВ могут распространяться или внедряться (в виде струй или потоков) в толщу атлантических вод, а в районе разлома Чейн на экваторе влияние АДВ скорее всего уже менее выражено. 5.3.2. Изотопные вариации в эстуариях В районах смешения пресной воды (f) и морской воды (m) соотношение параметров 18O и D консервативно, т. е. значения 18O и D зависят от смешения этих компонентов, также как соленость (S) и хлорность (Cl). Для соотношения 18O и солености (хлорности) в зоне смешения существуют следующие уравнения:  = 1 – (S/35)f или  = 1 – (Cl/19,3)f (5.8) 18 где f – значение  O в источнике пресной воды, впадающем в море. Линейная модель смешения пресных и морских вод в эстуарной зоне в координатах 18O – S (или Cl) графически выражается в виде прямой линии, соединяющей точки со значениями S, близкими к 0 и наиболее отрицательными значениями 18O, характерными для речных вод, и точки с высокими значениями S и близкими к 0 значениями 18O, характерными для морских вод. В качестве примера линейной модели смешения можно привести график соотношения 18O – Cl для эстуария Западная Шельда в Нидерландах. Крайними точками на графике являются впадающая в эстуарий р.Шельда (значения 18O –6, –7‰, значение хлорности около 0‰) и 126 Северное море (значения 18O близки к 0‰, значение хлорности – около 19‰). Между этими крайними значениями расположены значения для воды эстуария Западная Шельда, в котором показатели 18O и Cl постепенно меняются по мере удаления от устья р.Шельда (рис. 5.25). Рис. 5.25. Линейное соотношение 18O и хлорности в эстуарии Западная Шельда, Нидерланды. Крайние значения представляют воды р.Шельда и Северного моря (из Environmental isotopes….., 2001) Изотопные исследования, проведенные в летний период в устьевых частях российских рек Онеги и Северной Двины, также показали наличие линейной модели смешения, т.е. линейное увеличение значений 18О и D с ростом содержания хлоридов (рис. 5.26, а). Такое распределение дает возможность с высокой степенью достоверности использовать распределение хлоридов для анализа соотношения речной и морской водных масс в любой точке зоны смешения (Савенко и др., 2008). Рис. 5.26. Изменение изотопно-кислородного состава воды с ростом содержания хлоридов: (а) в устьях Онеги (1), Северной Двины (2) и (б) в устье Волги. На рис. б пунктиром обозначены гипотетические линии смешения речной и морской водных масс в областях зоны смешения с максимальной (нижняя) и минимальной (верхняя) интенсивностью водообмена (по А.В.Савенко и др., 2008) 127 Для устья р.Волги была выявлена нелинейная модель смешения речной и морской воды: на начальных стадиях смешения речных и морских вод происходит резкое возрастание значений изотопного состава (рис. 5.26, б), что обусловлено большой примесью вод, подвергшихся испарению в многочисленных протоках в дельте Волги. По мере удаления от устья зависимости становятся линейными. Близкие зависимости были получены ранее по Северному Каспию и Азовскому морю, представляющим собой своеобразные зоны смешения распресненных вод устьевых взморий с более солеными водами Среднего Каспия и Черного моря. Отклонения наблюдаемых значений 18О от линии смешения речных и среднекаспийских (черноморских) вод объяснялись фракционированием изотопов воды при испарении, которое играет существенную роль в водном балансе устьевых областей южных рек. При этом значения 18О зависят не от локальной скорости испарения, а времени пребывания воды в поверхностном слое или во всем водоеме при отсутствии стратификации. Отсюда следует, что в проточных и застойных областях устьевого взморья действительно могут формироваться разные модификации речной водной массы, характеризующиеся при одинаковом содержании хлоридов разным изотопным составом (Савенко и др., 2008). Влияние изотопного состава крупных рек на морские воды в устьевых частях прослеживается на десятки километров. Так, влияние р.Волги в поверхностных водах Северного Каспия отмечено на удалении около 70 км, при этом значения 18О увеличивались от –10,50‰ в устье до –3,56‰ в 70 км от берега. В Онежском заливе влияние р.Онеги отмечалось по изменению 18О от –9,05‰ на расстоянии 10 км до –4,10‰ на расстоянии 25 км от берега, в устье Северной Двины изотопные значения утяжелялись от –14,04‰ по 18О в устьевой области до –6,77‰ на удалении 40 км от берега (Савенко и др., 2008). Полученные нами данные по поверхностным водам Голубой бухты Черного моря в районе впадения небольшой реки Яшамба (Чижова и др., 2011) указывают на то, что влияние пресных вод на изотопный состав морской воды очень локально (рис. 5.27). Приблизительная зона влияния пресных вод реки Яшамба (18О от –9,4 до –9,6‰) на изотопный состав поверхностной воды Черного моря (18О от –3,5 до –3,8‰) составляет не более 70 м от берега. Голубая бухта незначительно вдается в сушу, что способствует активному водообмену с открытым морем. Об этом свидетельствуют близкие значения δ18О и δD в водах бухты и в море за ее пределами. Значения изотопного состава в придонной воде близки к тем, что отмечены у поверхности; это обусловлено небольшой глубиной Голубой бухты (до 12 м) и активным перемешиванием вод по вертикали. 128 Рис. 5.27. Зона влияния пресных вод р.Яшамба на изотопный состав поверхностной воды Черного моря: 1 – зона влияния реки, 2 – значения 18О в поверхностных водах. Данные по результатам 15.06.2009 г. (по Ю.Н.Чижовой, С.А.Добролюбову, Н.А.Буданцевой и др., 2011) Подобное быстрое (десятки метров) угасание влияния вод небольших рек, впадающих в Черное море в этой зоне побережья, отмечается и для других компонентов, в частности, для микроэлементов и определяется малым объемом стока этих рек и активным перемешиванием вод. При этом изотопный состав поверхностной морской воды Черного моря в приустьевой части малых рек меняется на 0,5-1,5‰ (Чижова и др., 2011). 5.4. Изотопные исследования озер и водохранилищ Озера – наиболее доступные водные ресурсы, активно используемые в мире. Наряду с другими поверхностными водоемами (болотами, искусственными водоемами) они занимают площадь миллионы квадратных километров поверхности суши и являются важным компонентом регионального и глобального водных циклов. Усиление антропогенного влияния на поверхностные водные системы во многих районах мира приводит к загрязнению озер и водоемов поллютантами разных типов (фосфорные и азотные соединения, тяжелые металлы, с/х удобрения), что приводит к быстрому ухудшению качества воды. Это, в свою очередь, привлекает общественное внимание к проблеме сохранности и защиты этих ценных ресурсов от антропогенного воздействия. Изотопы D и 18 O успешно применяются для исследования динамики озер, отдельных компонентов водного баланса, связи с подземными водами. 5.4.1. Трассерный подход для исследования водного баланса озер Озера представляют собой сложные динамические системы, связанные с окружающим ландшафтом и водным циклом через поверхностный и подземный сток и отток, а также поступления воды с осадками или её потери при испарении. Взаимодействие с окружающим ландшафтом также 129 заключается и в обмене химическими и минеральными компонентами. Эти компоненты характеризуются кратковременными изменениями, например, сезонностью поверхностного стока и оттока воды, которые накладываются на долговременные тренды, обусловленные климатическими изменениями (природными и антропогенно обусловленными) в пределах водосборной территории данной озерной системы. Для лучшего управления озерными системами важно исследовать водный бюджет, качественно оценить входящие и выходящие потоки воды для выбранного интервала времени. Водный бюджет озера основан на законе сохранения масс и имеет вид уравнения баланса: dVL dt = I S + I G + P – OS – OG – E (5.9) где VL – это объем озера, IS, IG и OS, OG – объемный поверхностный и подземный приток и отток, соответственно, Р – осадки над озером, Е – испарение с поверхности озера. Плотность воды принимается за константу. Для получения значения какого-либо компонента водного бюджета (например, скорости подтока грунтовой воды или испарения) из уравнения 5.9, все другие параметры должны быть известны или получены другим независимым способом. Трассерный подход для оценки бюджета озера основан на том, что закон сохранения масс также применяется и для любого трассера, входящего в состав молекулы воды (изотопы кислорода и водорода) или растворенного в воде (например, соли). 5.4.2. Основные аспекты изотопного исследования озер Стабильные изотопы D и 18O являются наиболее подходящими трассерами для определения водного баланса озера, особенно в оценке доли подземных вод. Изотопный метод определения водного баланса озер основан на том, что испарение приводит к сравнительно просто рассчитываемым повышениям значений 18O и D в озерной воде. Степень изотопного обогащения озерной воды в результате испарения определяется метеорологическими параметрами, такими как относительная влажность воздуха над озером и температура поверхности воды. Графически изотопный состав озерной воды, подвергшейся испарению, должен располагаться вдоль линии соотношения 18O – D с наклоном менее 8. Так, например, изотопные исследования оз.Титикака – крупного тропического озера на границе Боливии и Перу, расположенного на высоте 3800 м над уровнем моря, а также впадающих в него рек и подземных вод показали изотопное обогащение озерной воды относительно впадающих рек более чем на 10 ‰ по 18O (рис. 5.28). 130 Рис. 5.28. Соотношение 18O – D для образцов воды оз.Титикака и впадающих в него рек и подземных вод (из Environmental isotopes…, 2001) Водный баланс озера складывается из следующих компонентов: приходная часть – поверхностный и подземный приток, осадки и расходная часть – поверхностный и подземный отток, испарение. Изотопное масс-балансовое уравнение для трассеров D и 18O имеет следующий вид: L dVL + VL d L = ISIS + IGIG + PP – OSOS – LOG – EE (5.10) dt dt где значения  представляют концентрации D и 18O в соответствующих функциональных компонентах системы, IG, IG и OG, OG – изотопный состав притока подземных вод в озеро и оттока подземных вод из озера, и их изотопный состав, соответственно; IS, IS и OS, OS – изотопный состав притока поверхностных вод в озеро и оттока поверхностных вод из озера, и их изотопный состав, соответственно; Р и P – атмосферные осадки и их изотопный состав, соответственно; E и E – испарение с поверхности озера и изотопный состав испаряющейся влаги, соответственно; L – изотопный состав озерной воды, VL – объем озера. Для озер с хорошим перемешиванием принято, что изотопный состав оттока подземных и поверхностных вод идентичен изотопному составу озерной воды (OS = OG = L). Источники получения информации для составления масс-балансового уравнения могут быть различными. Ежемесячные значения по атмосферным осадкам (Р, P) могут быть получены по ближайшим к озеру метеостанциям. Также должен быть организован постоянный отбор образцов дождя на выбранных точках вблизи озера. Количество точек зависит от размера озера: для маленького озера достаточно одной станции. Если регулярный отбор 131 образцов осадков не представляется возможным, можно отбирать воду из небольших ручьев и родников в окрестностях озера, что может дать первые приблизительные оценки среднего изотопного состава локальных осадков. Данные по поверхностному притоку и оттоку (IS, IS, OS, OS), представляющим собой ручьи и реки необходимо проводить каждый месяц, или, по крайней мере, во время межени и половодья. Хотя и принято считать, что изотопный состав вытекающей из озера воды соответствует таковому для озерной воды (OS = L), рекомендуется отбирать образцы этой воды для проверки правильности этого предположения. Для определения изотопного состава воды озера (L) рекомендуется отбирать воду из озера по вертикали и по горизонтали, даже если предполагается, что вода в озере хорошо перемешивается. Обычно достаточно сделать две серии отбора образцов – в сухой и дождливый сезоны. Изотопный состав подземных вод, впадающих в озеро (IG) определяется в образцах подземных вод из скважин и колодцев в окрестностях озера. Поскольку неглубоко залегающие подземные воды, как правило, не показывают выраженной кратковременной изменчивости, необходимо вести ежемесячные наблюдения во всех доступных точках; рекомендуется проводить отбор в разные сезоны: в наиболее сухой и наиболее влажный. При отборе воды из колодцев важно убедиться, что вода в нем не подвергается испарению. Для оценки испарения (Е, Е) с поверхности водоема существует несколько методик. 1) метод водного баланса может быть применен, если точно известны остальные компоненты (включая изменения количества воды в озере) 2) с помощью испарительных лотков, как делают на метеостанциях; эта техника позволяет наиболее быстро и доступно получить информацию о величине испарения. Однако лотки на берегу озера могут переоценить испарение на 10-50%, поэтому нужны корректирующие факторы для расчета испарения из данных по лоткам. 3) с помощью метода баланса энергии – это наиболее точный метод, но требующий специального оборудования на месте работ для измерения теплового баланса с поверхности испарения. В тех случаях, когда невозможно установить соответствующие приборы, рекомендуется использовать испарительный лоток, установленный на плавающей платформе и погруженной в воду озера. Такой способ наиболее вероятно позволит получить данные, близкие к реальности, чем лотки, установленные на берегу. 4) по аэродинамическому профилю – этот метод включает измерение скорости ветра, температуры воздуха и влажности, по крайней мере, на двух высотах над поверхностью испарения. 132 Озера, находящиеся в нестабильном состоянии, характеризуются изменениями во времени изотопных характеристик, т.к. представляют собой развивающуюся систему. К таким относятся, например, озера, образовавшиеся в карьерах в результате добычи строительных материалов (гравия, песка). Обычно такие озера питаются только за счет грунтовых вод. Наглядным примером развития озер такого типа во времени является изотопный состав двух искусственных озер в Германии: в течение 6 лет после их образования было зафиксировано изотопное обогащение воды почти на 3‰ по 18O и на 24‰ по D, т. е. скорее всего эти озера постепенно высыхали (рис. 5.29). Другим примером озер такого типа являются эфемерные озера и пруды в пустынных районах, наполняемые водой в сезон дождей и постепенно пересыхающие во время сухого сезона (Environmental isotopes…., 2001). Рис. 5.29. Временная эволюция значений 18O и D двух новообразованных озерах (по U. Zimmermann, 1978, с изменениями) Большие озера, находясь в стабильном состоянии, могут создавать свою собственную атмосферу со средней δА и относительной влажностью, отличными от этих показателей для окружающих озеро территории. 133 Стратегия отбора образцов на изотопный анализ при исследовании крупных озер должна быть сфокусирована с учетом двух проблем: определение степени гомогенности системы и получении параметров воздуха над озером (δА, h, Tвоздуха). На практике наиболее правильным способом опробования воздуха над озером является установление пробоотборников на небольших плотах. Эти пробоотборники будут ежемесячно отбирать осадки и следить за температурой и относительной влажностью воздуха. Если такой способ исследований недоступен (например, нет плотов), существуют два альтернативных варианта: 1) можно использовать значение δ А, рассчитанное из изотопного состава локальных дождей, отобранных на станциях вокруг озера и 2) прямые измерения относительной влажности и изотопного состава водяного пара над исследуемым озером. Подобные отборы проб должны проводиться в разные сезоны года в разных частях озера для получения полной характеристики среднего изотопного состава атмосферной влаги над исследуемой системой. 5.4.3. Применение изотопного подхода для оценки водного баланса водохранилищ Типичным примером применения изотопных исследований для оценки водного баланса водохранилища является комплексное исследование Токтогульского водохранилища в Киргизии – одного из наиболее крупных в Средней Азии, выполненное И.В.Токаревым с соавторами (2010), которое основано на изотопно-кислородных и дейтериевых данных воды водохранилища и питающих его вод. Для понимания условий формирования стока основной питающей р.Нарын (доля воды которой в водохранилище составляет в среднем за год около 85%) и баланса Токтогульского водохранилища были проанализированы данные об изотопном составе воды атмосферных осадков, поверхностных и подземных вод за 3 года исследований с 2007 по 2009 гг. (рис. 5.30). Атмосферные осадки Кыргызского хребта изотопически расположены вблизи ГЛМВ (рис. 5.30, в). В летний сезон пробы атмосферных осадков и поверхностных вод демонстрируют сильное влияние испарения (см. область “испарение” на рис. 5.30). Летние осадки (июнь – июль – август) характеризуются тяжелым изотопным составом: 18О варьирует от –8 до –11‰ и D – от –60 до –80‰, среднелетние значение 18О = –9,5 и D = –70‰. Уравнение для летних проб имеет вид: D = 5,718О – 11, линия соотношения 18О – D имеет наклон, равный 5, что заметно ниже наклона ГЛМВ. Зимние атмосферные осадки (декабрь – январь – февраль) характеризуются весьма легким изотопным составом. На метеостанциях “Советское” и “Байтык” январский снег характеризуется величинами: значения 18О изменяются от –22 до –26,5‰ и D – от –166 до –206‰ (см. область “январь снег” на рис. 5.30). 134 Рис. 5.30. Сравнение изотопного состава атмосферных осадков, поверхностных и подземных вод: a) данные по р.Нарын и притокам за 2007–2009 гг.; б) данные по атмосферным осадкам, поверхностным и подземным водам Кыргызского хребта (2003-2005 гг); в) данные по атмосферным осадкам (за исключением летних проб) (по И. В. Токареву и др., 2010) Существенные сезонные колебания изотопного состава осадков объясняется континентальностью климата исследуемого района. Осенние, зимние и весенние атмосферные осадки, а также сток рек в этот период года также отличаются легким изотопным составом: 18О – от –14,8 до –19‰ и D – от –110 до –143‰ (см. область “осадки в холодный сезон” на рис. 5.30), средняя величина 18О = –17,3‰ и D = –130‰ (Токарев и др., 2010). Было проведено детальное исследование изотопного состава р.Нарын. В координатах 18О – D изотопный состав воды хорошо соответствует ГЛМВ по весеннему, летнему и осеннему опробованию (рис. 5.31). На диаграмме 18О – D положение точек, соответствующих опробованию р.Нарын в среднем течении и перед впадением в водохранилище, не обнаруживает существенного влияния испарения (этот процесс выразился бы в смещении точек вправо относительно ГЛМВ). 135 Рис. 5.31. Изотопный состав воды р.Нарын в среднем течении и перед впадением в водохранилище, а также изотопный состав и ее притоков: a) в различные периоды половодья 2008 г.; б) за весь период наблюдений 2007-2009 гг.: 1 – весна (апрель, май – начало половодья) и осень (сентябрь октябрь, ноябрь – конец половодья и начало зимней межени); 2 – среднее за весну; 3 – реки Большой и Малый Нарын в верхнем течении; 4 – лето (июнь, июль, август – пик половодья); 5 – среднее за лето; 6 – притоки р.Нарын - р.Суусамыр и р.Кекемерен - в среднем течении (отбор проб 23.04.08); 7 – начальное положение точки; 8 – вероятная линия испарения, использованная для восстановления изотопного состава пробы из р. Суусамыр (по И. В. Токареву и др., 2010) Изотопный состав притоков р.Нарын (реки Суусамыр и Кекемерен) более легкий (см. рис. 5.31). Возможно, изотопный состав атмосферных осадков, формирующих сток этих рек, был существенно более легким. Изотопный состав рек Большой и Малый Нарын в верхнем течении достаточно легкий: 18О < –13,1‰, D < –107‰. Вода перед попаданием в реки подвергалась промерзанию (возможно, в рыхлых горных породах), при котором происходило криогенное изотопное фракционирование. Также в питании этих рек принимают большое участие талые ледниковые воды. Сравнение данных одновременного опробования р.Нарын в истоках и в среднем течении показывает, что доля воды из верховьев рек Большой и Малый Нарын, составляет весьма незначительную долю в расходе р.Нарын в среднем течении (Токарев и др., 2010). Таким образом, изотопные исследования компонентов водного баланса Токтогульского водохранилища показали, что сток основной питающей водохранилище реки Нарын и ее притоков формируется преимущественно за счет весенних дождей и талого снега. Изотопное опробование подземных вод в пределах водосбора Токтогульского водохранилища показало, что их средний изотопный состав легче среднего состава речных вод, что указывает на то, что пополнение 136 подземных вод происходит преимущественно во время весеннего снеготаяния. Отсюда становится понятным, что наиболее легкий изотопный состав рек зимой обусловлен преимущественным питанием рек в это время года подземными водами. Разгрузка подземных вод в реки летом приводит к тому, что изотопный состав речной воды продолжает оставаться относительно легким весь теплый период года. Только в конце августа и сентябре начинает существенно проявляться влияние относительно тяжелых летних осадков. В результате, для малых рек изотопный состав речного стока осенью продолжает утяжеляться, в то время как изотопный состав атмосферных осадков начинает облегчаться вслед за снижением температуры воздуха (Токарев и др., 2010). Средние изотопные составы рек, подземных вод и водохранилища за период наблюдений 2007-2009 гг. составляют: р.Нарын перед впадением в Токтогульское водохранилище: 18О = –13‰ и D = –93,2‰; малые реки: 18О = –13,1‰ и D = –94,1‰; подземные воды 18О = –14,3‰ и D = –105‰; вода Токтогульского водохранилища 18О = –13‰ и D = –94,4‰. Изотопные данные по р.Нарын и водосбору водохранилища не обнаруживают признаков частичного испарения. Летние осадки в этом районе, по-видимому, испаряются нацело, не достигая рек. Это позволяет сделать вывод о том, что основным источником питания р.Нарын, малых рек и подземных вод, и соответственно, Токтогульского водохранилища, являются талый сезонный снег ( 18О = –17,3‰ и D = –130‰) и весенние осадки (18О = –11,6 и D = –83‰). Ориентировочная оценка (Токарев и др., 2010) соотношения между питанием за счет весенних дождей и сезонного снега следующая: – для р. Нарын: около 80% – дождь, 20% – снег; – для малых рек: около 75% – дождь, 25% – снег; – для подземных вод: около 50% – дождь, 50% – снег. Важнейшим выводом является то, что имеет место заметное внутригодовое перераспределение стока рек за счет взаимодействия поверхностных и подземных вод. В весеннее время имеет место поглощение талых снеговых и дождевых вод рыхлыми отложениями, заполняющими речные долины. Осреднению способствуют особенности морфологии водосбора р.Нарын. Водосбор реки характеризуется наличием нескольких крупных котловин, которые разделены практически водонепроницаемыми каменными порогами. Малая изменчивость изотопного состава воды р.Нарын в течение года по сравнению с изотопным составом атмосферных осадков связана с тем, что крупные котловины в ее водосборе выполняют роль естественных подземных водохранилищ, перераспределяющих весенний сток рек на летнее время. Время задержки весеннего стока составляет около 1,5-2 месяцев для 137 р.Нарын и, возможно, несколько больше для малых рек водосбора Токтогульского водохранилища. Изотопный состав рек остается более отрицательным относительно осадков и почти постоянным в течение лета и даже в начале осени, когда изотопный состав атмосферных осадков уже облегчается (Токарев и др., 2010). Данные по зимним осадкам и керну горного ледника Иныльчек в совокупности с выводом о перераспределении весеннего стока позволяют сделать вывод о том, что вклад воды горных ледников (т. е. талой ледниковой воды) в сток р.Нарын очень небольшой. Доля талых ледниковых вод в стоке р.Нарын по результатам разделения гидрографа на основе изотопных данных составила не более 10%. Все выше рассмотренные резервуары и потоки воды тем или иным способом отражаются в изотопном составе Токтогульского водохранилища. Средний изотопный состав воды водохранилища и вариации изотопного состава практически полностью совпадает с изотопным составом воды р.Нарын на гидропосту “Уч-Терек”. Небольшое облегчение изотопного состава воды Токтогульского водохранилища по сравнению с водой основной питающей его р.Нарын обусловлено несколько более легким изотопным составом впадающих малых рек (рис. 5.32). Поскольку водохранилище усредняет изотопный состав, то точки отдельных измерений для водохранилища лежат внутри областей рассеяния точек для рек (рис. 5.33). Рис. 5.32. Изотопный состав воды в малых реках водосборного бассейна Токтогульского водохранилища за весь период наблюдений 2007–2009 гг.: 1 – отдельные измерения изотопного состава; 2 – средний изотопный состав воды в реках Сарагата, Торкент, Узун-Ахмат и Чычкан; 3 – среднее для гидропоста ”Уч-Терек” (по И. В. Токареву и др., 2010) 138 Рис. 5.33. Изотопный состав воды Токтогульского водохранилища и его сравнение с изотопным составом возможных источников формирования водного баланса водохранилища в период 2007– 2009 гг.: 1 – отдельные измерения изотопного состава воды в водохранилище; 2 – средний изотопный состав воды в водохранилище за весь период наблюдений 2007-2009 гг.; овалами показаны области изотопных составов для возможных источников формирования водного баланса водохранилища (по И. В. Токареву и др., 2010) Особенность изотопного состава воды в водохранилище состоит в большом разбросе точек относительно ГЛМВ. Кроме того, обнаруживаются заметные отклонения дейтериевого эксцесса от нормальной величины d exc = 10. Связано это с тем, что вода, поступающая в водохранилище от различных источников, не перемешивается сразу после поступления (Токарев и др., 2010). Некоторое время вода отдельных источников существует в водохранилище в виде относительно изолированных объемных тел, характеризующихся индивидуальными характеристиками – соленостью, температурой и изотопным составом. Основными причинами, определяющими их обособление, являются вариации плотности воды. В водохранилище происходит осреднение изотопного состава всех составляющих водного баланса. Средний изотопный состав воды в водохранилище за весь период наблюдений (18О = –13‰ и D = –94,4‰) и немного облегчен относительно среднегодового состава атмосферных осадков (18О = –12,3‰ и D = –91‰) за счет отсутствия вклада летних осадков (Токарев и др., 2010). Изотопные методы исследования Токтогульского водохранилища в Киргизии позволили установить, что основным источником его пополнения является р.Нарын, питание которой происходит в основном за счет весенних 139 дождей и таяния зимнего снега. Особенности морфологии водосбора р.Нарын обеспечивают перераспределение весеннего стока на летнее время и соответственно, постоянный приток воды в водохранилище. При этом вклад талых ледниковых вод в пополнение водохранилища незначителен, а вклад летних дождей практически не выявлен. 5.4.4. Процессы перемешивания в озерах, особенности изотопного состава меромиктических озер Процесс перемешивания подразумевает исчезновение пространственных градиентов в воде. Оно происходит на микроскопическом уровне, определяемом молекулярной диффузией, а также может происходить в результате адвекции и турбулентности на макроуровне. Перемешивание главным образом определяется основными движущими силами – погодой и климатом, а также рельефом и окружающим ландшафтом. Различная плотность воды, обусловленная изменениями температуры и/или концентрацией солей, является основным элементом для моделирования вертикального перемешивания в озерах. Большинство озер характеризуется выраженным сезонным циклом вертикального перемешивания с периодом температурной стратификации (летом) и перемещением слоев вод (поздняя осень, весна), когда вся система становится хорошо перемешанной. Для озер, в которых слабо выражено вертикальное перемешивание в результате различий плотности, верхний менее плотный хорошо перемешанный слой называется эпилимнион. Ниже этого слоя в таких озерах располагается слой более плотной, относительно неперемешанной воды, называемый гиполимнион. Промежуточный слой, в котором отмечается быстрое изменение параметров (температуры, плотности воды), называется металимнион. Область максимальных температурных изменений с глубиной называется термоклин. В большинстве озер термоклин устанавливается летом в результате постепенно прогреваемых верхних слоев воды. Вследствие относительно стабильной плотностной структуры, он представляет собой существенный барьер для вертикального перемешивания. Некоторые очень глубокие озера и особенно соленые озера могут иметь длительную (постоянную) стратификацию, вода не циркулирует в полном объеме в течение года, в отличие от всех прочих озер, в которых происходит полное перемешивание весной и осенью. В меромиктических озерах перемешивание не происходит из-за того, что сезонные изменения термического градиента очень небольшие или химический градиент стабилен, или более глубокие воды не доступны для ветрового перемешивания. Обычно вертикальная стратификация поддерживается химическим градиентом. В толще воды меромиктических озер принято 140 выделять три зоны: верхний слой воды перемешивается с помощью ветра и называется миксолимнион; придонный более плотный слой не смешивается с водами над ним и называется монимолимнион. Переходная зона между этими слоями называется хемоклин. Среди сотен тысяч озер на Земле известны немногим более 150 меромиктических. Например, на островах Канадской Арктики – Элсмир, Корнуэлл и др. к меромиктическим озерам относятся закрытые бассейны, имеющие очень небольшие глубины. Исследования изотопного и химического состава таких озёр показывают постоянную стратификацию вод. Изотопное и химическое опробование воды типичного меромиктического оз. Гарроу на о.Литтл Корнуэлл, Канадская Арктика (глубина озера 47 м, урез воды находится на высоте 12 м над уровнем моря) позволило выделить 3 зоны в толще воды: 0-12 м – зона миксолимниона, где содержание хлоридов меняется от 0 до 8 г/л, значения 18О – от –20 до –14‰, 12-20 м – хемоклинная зона с переходными свойствами, где содержание хлоридов возрастает до 50 г/л, а значения 18О – до –12‰ (рис. 5.34, а) и 20-47 м – зона монимолимниона с экстремально соленой водой (соленость в 2,5 раза выше, чем у морской воды) и наиболее тяжелым изотопным составом. В поверхностных водах оз.Гарроу значения 18О варьируют от –18,16 до –21,98‰, содержание хлоридов – от 0,08 до 5,96 г/л. Этот изотопный сигнал согласуется с составом локальных атмосферных осадков (Pagé et al., 1984). В другом меромиктическом оз.София на восточной окраине о.Корнуэлл (глубина озера 50 м, урез воды – на высоте 7 м над уровнем моря) был выявлен такой же тренд распределения содержания хлоридов и значений 18О с глубиной (рис. 5.34, б): слой разбавленной воды в верхней 10-метровой толще переходит в хемоклин до глубины 13 м, который, в свою очередь, переходит в монимолимнион максимальной мощностью 37 м. Значения 18О подобны тем, которые получены по оз.Гарроу: поверхностные воды характеризуются очень отрицательными значениями (около –21‰) и очень низким содержанием хлоридов (0,86 г/л). Таким образом, на примере меромиктических озер Гарроу и София можно показать, что для верхней зоны миксолимниона характерно содержание солености и значения 18О, близкие к атмосферным осадкам, в хемоклине отмечается увеличение солености и утяжеление изотопного состава воды и в придонной зоне монимолимниона – максимально высокая соленость и тяжелый изотопный состав. Гиперсоленые воды с их особо тяжёлым изотопным составом могли сформироваться в результате так называемого креногенного засоления, сразу после поднятия территории после отступания ледяной дамбы более 4 тыс. лет назад, когда озеро изолировалось от моря (рис. 5.35, а). 141 Рис. 5.33. Распределение изотопного состава и концентрации хлоридов по глубине в меромиктических озерах Гарроу, о.Литтл Корнуэлл (а) и София, о.Корнуэлл (б), Канадский арктический архипелаг (по P.Pagé et al., 1984) Креногенное внедрение рассолов происходит в тех районах, где происходит многолетнее промерзание отложений, насыщенных морской водой. Такие условия типичны для недавно осушенных территорий, где ранее многолетнемерзлые породы отсутствовали благодаря изолирующему действию океанических вод. По мере промерзания отложений между частицами грунта образуются кристаллы льда, способствующие отжатию рассолов в пустые поровые пространства. Под действием капиллярных сил или градиента концентрации, рассолы мигрируют от поверхности промерзания. Отжатые рассолы объединяются в линзы и потом перемещаются в области с более низким гидравлическим давлением. В области распространения многолетнемерзлых пород поток грунтовых вод может быть заблокирован мерзлыми породами; хотя, даже в областях со сплошным распространением многолетнемерзлых пород под крупными озерами формируются талики из-за высокой теплоемкости воды, через которые в озера происходит приток обычно пресных грунтовых вод. Предполагается, что креногенные и криогенные процессы обусловили формирование слоя гиперсоленых вод в прибрежных озерах София и Гарроу (Pagé et al., 1984; Dugan, 2010). 142 Рис. 5.35. Гипотеза креногенного меромиксиса как механизма формирования зоны гиперсолености в оз.Гарроу, о.Литтл Корнуэлл, Канадский арктический архипелаг (из M.Oullet et al., 1989): этапы: а – более 4 тыс. лет назад, б – 3 тыс. лет назад, в – настоящее время. 1 – многолетнемерзлые породы, 2 – немерзлые породы, 3 – обмен водой между морем и морскими осадками, 4 – морская вода, 5 – направление промерзания, 6 – креногенное отжатие поровых рассолов Возможно, в позднем плейстоцене формирование шельфового круглогодичного ледника (подобного современному шельфовому леднику Вард Хант, расположенному вдоль побережья о-ва Элсмир, Канадский арктический архипелаг) вокруг Ямала, Гыданского п-ова или Чукотки могло блокировать низменные участки от влияния моря (Васильчук, 2012). Это приводило к изоляции обширных низменных пространств лайд и устьевых частей рек и прекращению водообмена с морем как по поверхности, так на глубине, так как мощный лёд на пляже способствовал быстрому промерзанию и образованию многолетнемёрзлых пород на контакте моря и побережья. Часть солёных озёр, оставшихся и заблокированных на лайде, могла перейти в разряд меромиктических (Васильчук, 2012). 143 В прибрежной зоне на границе суши и вод Белого моря в результате отделения от моря небольших заливов, происходящего в ходе эвстатического поднятия берега формируются меромиктические озера. Исследование изотопного состава водной толщи и льда этих озер дает представление об условиях формирования и степени стратифицированности водной толщи. В период с 20 марта по 2 апреля 2012 г. сотрудниками института Океанологии РАН им.П.П.Ширшова, географического и биологического факультетов МГУ были детально исследованы пять озёрных водоёмов, находящихся на разных стадиях отделения от моря: озера Кисло-Сладкое (полупресная лагуна), Трёхцветное, Нижнее Ершовское, Верхнее Ершовское, лагуна (озеро) на Зеленом мысу на полуострове Киндо, Кандалакшский залив Белого моря, в районе ББС МГУ (рис. 5.36). Рис. 5.36. Схема расположения меромиктических озер на полуострове Киндо, Кандалакшский залив Белого моря (по А. П. Лисицыну, Ю.К.Васильчуку и др., 2013) Изотопные исследования воды и льда озер были выполнены в лаборатории стабильных изотопов географического факультета МГУ. Морская вода характеризуется довольно тяжелым изотопно-кислородным составом: в толще воды Ермолинской губы значения 18О слабо варьировали от –3,4 до –4,3‰. Изотопно-кислородный профиль толщи воды оз.Трёхцветное 18 обнаруживает высокие значения  О в придонной части (рис. 5.37, а) и позволяет выделить 3 зоны в толще воды: 0-2 м – зона миксолимниона, где вода меняется от пресной до солоноватой, а значения 18О варьируют от –10,8 до –6,2‰, 2-3,8 м – хемоклинная зона с переходными свойствами, где значения 18О варьируют от –5,9 до –3,6‰ и 3,8-6,5 м – зона монимолимниона с экстремально соленой водой (соленость в 2,5 раза выше, чем у морской воды) и наиболее высокими значениями 18О, варьирующими от –3,8 до –1,4‰ (Лисицын и др., 2013). 144 Рис. 5.37. Распределение значений 18О (а) и солености (б) в озерах на полуострове Киндо, Кандалакшский залив Белого моря (по А. П. Лисицыну и др., 2013) Как видно из изотопных данных озеро Трехцветное – типично меромиктическое, на что указывает выраженный профиль изотопного состава и солености (Лисицын и др., 2013; Васильчук и др., 2013). Изотопно-кислородный профиль толщи воды в оз.Кисло-Сладком обнаруживает достаточно однородные значения 18О по глубине (рис. 5.37, а), максимальный диапазон вариаций 18О озера составляет 1,2‰. В толще воды озера на Зеленом Мысу также как и в оз.Кисло-Сладком, вариации 18О незначительны, значения составили от –4,1 до –5,7‰ (см. рис. 5.37) при достаточно однородных величинах солености и температуры воды. В водной толще этих озёр необычно тонкий слой миксолимниона (меньше 0,5 м) остальная исследованная толща воды по изотопному и химическому составу схожа с водой хемоклина. Придонный слой монимолимниона практически не выражен, что очевидно связано с активной адвекцией морской воды (Лисицын и др., 2013). Таким образом, однородное распределение изотопного состава и солености, а также значения этих 145 параметров, близкие к морской воде, в толще воды оз.Кисло-Сладкое и оз. на Зеленом Мысу указывают на то, что эти озера имеют постоянный приток морской воды и не полностью отделились от моря. Эти озера пока не являются типично меромиктическими. Изотопно-кислородный профиль толщи воды оз. Нижнее Ершовское указывает на существование зоны миксолимниона на глубинах от 0 до 1 м. Изотопно-кислородные вариации весьма показательны, значения 18О изменяются от –11,7‰ на глубине 0,5 м до –6,6‰ на глубине 1 м, при этом температура и соленость также резко меняются: температура возрастает от –0,4 до +2,4оС и соленость от 1 до 16 епс. В толще пресной воды оз.Верхнее Ершовское изотопно-кислородный состав наиболее легкий по сравнению со всеми исследованными озерами, значения 18О изменяются от –12,3 до –11,3‰ вне зависимости от глубины и температуры. Это пресное озеро не испытывает влияния моря и изотопически не стратифицировано. Полученные данные изотопного состава и солености исследованных озер показали степень стратифицированности водной толщи, отражающую стадию развития озер и степень влияния моря (Лисицын и др., 2013). 5.4.5. Изотопное обогащение воды озер при испарении Испарение с поверхности озер и водохранилищ является одной из наиболее важных гидрологических характеристик, которая четко выявляется с помощью изотопных методов исследований. При графическом отображении соотношения 18O – D для озера, вода которого подвергается активному испарению и, как следствие, изотопному обогащению, точки изотопного состава воды будут располагаться вдоль так называемой линии испарения, которая отличается от ГЛМВ и имеет наклон меньше 8. Испарение с поверхности озер и других водных объектов происходит, как правило, в неравновесных условиях, т. е. при относительной влажности значительно меньшей 100%, и помимо равновесного фракционирования имеется диффузионное изотопное фракционирование, большее для H218О/ H216О, чем для DН16О /H216О. Ввиду того, что испарение происходит в форме молекул, а не изотопов, то как считает Ю.К.Васильчук различия в весе молекул H218О и H216О на 1 единицу больше, чем различия молекул DН16О и H216О, составляющие соответственно 20 к 18 и 19 к 18. Следовательно, и фракционирование будет больше у пары H218О/ H216О. Это объясняет почему на диаграмме D – 18О концентрации изотопов в испаряющейся воде изменяются в соответствии с линией, наклон которой < 8 (наклон 8 у линии атмосферных осадков). Эффект от фракционирования при испарении тем больше, чем ниже относительная влажность воздуха. 146 Различная интенсивность испарения, выявленная с помощью изотопных методов, показала выраженное различие двух крупнейших озер Байкальской рифтовой зоны – оз.Байкал и расположенного на территории Монголии в 250 км к юго-западу от Байкала оз.Хубсугул, часто называемых братьямиблизнецами (имея в виду сходное тектоническое происхождение). Изотопный состав водорода и кислорода в центральных частях оз.Байкал весьма однороден – Dсред = –125‰, 18Осред = –16,2‰. Влияние р.Верхняя Ангара прослеживается на расстоянии 30 км – до Северо-Байкальска, где зарегистрированы величины D = –164‰, и значения 18О = –21,5‰. Влияние испарения на изотопный состав воды оз.Байкал незначительно, что проявляется в небольшом смещении байкальской воды относительно линии атмосферных вод (рис. 5.38). В изотопном составе воды оз.Хубсугул (Dсред = –76‰, 18Осред = –8,7‰) испарение сказывается значительно сильнее. На диаграмме D – 18О вода оз.Хубсугул располагается значительно правее линии метеорных вод. Изотопные значения воды озера расположены на линии испарения, для которой получено уравнение D ≈ 518О, типичное для озер засушливых районов (Калмычков, Покровский, 2010). Для оз. Хубсугул испарение играет большую роль, чем для оз.Байкал, что было установлено при парном анализе D и 18О в воде этих озер и совместном графическом отображении линий соотношения D – 18О, что показало, что изотопные значения воды оз.Хубсугул расположены на линии испарения. Рис. 5.38. Соотношение изотопного состава кислорода и водорода в водах озер Байкал, Хубсугул, а также питающих их рек (по Г. В. Калмычкову, Б. Г. Покровскому, 2010): 1 – реки, впадающие в Байкал, 2 – оз. Байкал, 3 – источники, впадающие в Хубсугул, 4 – оз.Хубсугул (зима), 5 – оз.Хубсугул (лето), 6 – реки, впадающие в Хубсугул на восточном берегу, 7 – реки, впадающие в Хубсугул на западном берегу. А – линия метеорных вод, Б – линия испарения Исследования взаимосвязи изотопного состава атмосферных осадков и водопроводной воды, проведенные в США, позволили выявить степень 147 испарения с поверхности водохранилищ, которые обеспечивают 63% запаса воды для потребления (Bowen et al., 2007). Было показано, что для многих районов США внутригодовые вариации изотопного состава водопроводной воды относительно невелики (менее 10‰ по D, и около 1‰ по 18O), при этом пространственные вариации значений достаточно большие и достигают вариаций в 163‰ по D и 23,6‰ по 18O. Установлено, что в масштабах страны эти вариации соответствуют вариациям среднегодового изотопного состава атмосферных осадков. На региональном уровне отмечены различия изотопного состава местной водопроводной воды и атмосферных осадков. Диапазон значений 18O и D для водопроводной воды шире, чем таковой для осадков (рис. 5.39) (т.е. отклонение изотопных значений для водопроводной воды на 45-50% больше, чем этот показатель для осадков). Рис. 5.39. Значения D (а) и 18O (б) для водопроводной воды и атмосферных осадков из того же района. Сплошная линия показывает эмпирическую зависимость, построенную на основе наименьших квадратов (уравнение приведено на рисунке), прерывистая линия отражает соотношение диапазонов 18O и D для водопроводной воды и осадков, равное 1:1 (по G. J. Bowen et al., 2007) Чем более высокие значения 18O и D отмечены в атмосферных осадках, тем больший диапазон значений 18O и D отмечается в водопроводной воде, и, наоборот, для районов с низкими значениями изотопного состава осадков диапазон значений 18O и D сужается. Это объясняется, в основном, более интенсивным испарением воды с поверхности водохранилищ в районах с низкой влажностью, в которых выпадают изотопически тяжелые осадки (южные и юго-восточные штаты), и, как следствие, большим участием в водоснабжении вод, подвергшихся испарению. В то же время в северозападных штатах США изотопный состав атмосферных осадков наиболее низкий в силу климатических условий, и испарение воды в водохранилищах идет с меньшей интенсивностью (Bowen et al., 2007). 148 5.4.6. Изотопные исследования озерного льда Процесс льдообразования на озерах начинается так же, как и на реках, с возникновения заберегов и сала. На малых озерах, где тепловой запас и перемешивание невелики, а охлаждение по площади происходит почти равномерно, сплошной ледяной покров может образоваться почти одновременно на всей площади за счет смыкания заберегов, продвигающихся от берегов к центру озера. Если похолодание сохраняется, то возникновение первой ледяной корки является и установлением ледостава. Исследование изотопного состава озер на побережье Белого моря позволили оценить условия формирования ледового покрова и долю участия озерной воды и атмосферных осадков в его сложении. Значения 18О во льду озера Кисло-Сладкое варьировали от –6,9‰ в верхней части до –3,9‰ – в нижней. При этом значения 18О для поверхностной воды этого озера составили –4‰ (см. рис. 5.37, а). Это позволило сделать вывод, что нарастание озерного льда происходило одновременно и снизу и сверху, таким образом, возможно, нижняя часть льда была сформирована из соленой озерной воды, а в формировании верхней части разреза льда принимали участие атмосферные осадки. Лед озера на Зеленом мысу изотопически тяжелый, со значениями 18О, изменявшимися сверху-вниз от –4 до –1,4‰, что указывает на намораживание льда из соленой озерной воды без значительного участия атмосферных осадков. Значение 18О воды этого озера в среднем составило –4‰ (см. рис. 5.37, а). Вариации значений 18О во льду являются следствием изотопного фракционирования при льдообразовании (Лисицын и др., 2013). Лед оз. Нижнее Ершовское имеет изотопно-кислородный состав атмосферной влаги, и снег и лед характеризуются значениями около –14‰. Озерный лед оз.Верхнее Ершовское характеризуется значениями 18О = –13,9 и –8,9‰, что свидетельствует о преимущественном участии атмосферных осадков в его формировании. Снег, лежащий на льду, имеет значения 18О от –14,4 до –21,2‰. Таким образом, можно сделать вывод, что поскольку изотопный состав льда озер Нижнее Ершовское и Верхнее Ершовское близок к изотопному составу снега, он формировался преимущественно из атмосферных осадков. Лед в Ермолинской губе характеризуется значениями 18О плавно изотопически утяжеляющимися вниз по разрезу от –5,4 до –2‰. Это, несомненно, указывает на преимущественное участие в сложении ледяного покрова Ермолинской губы морской воды, для которой здесь получены значения 18О от –3,4 до –4,3‰. Относительно более легкий состав в верхнем горизонте льда может быть связан с частичным участием снежных осадков (Лисицын и др., 2013). 149 Вертикальное распределение значений изотопного состава озерного льда может показать степень изотопного фракционирования при образовании льда в разных условиях. Исследование изотопного состава озерного льда небольшого пойменного озера Гуз на севере Канады показало, что под переходным слоем снежного льда наблюдается постоянное облегчение изотопного состава (рис. 5.40), что связано с ограниченностью резервуара, из которого тяжелые изотопы переходят в лед, т.е. с закрытостью промерзающей системы. В покровном льду мелких озер в тундре промерзание в закрытой системе может создавать изотопный эффект во льду, значительно превышающий 3‰ для δ 18О и 20‰ для δD. Рис. 5.40. Изменение содержания изотопов водорода и кислорода, а также дейтериевого эксцесса по вертикали во льду мелководного пойменного озера Гуз (по J. J. Gibson, T. D. Prowse, 1999): 1 – δ18О; 2 – δD; 3 – граница между льдом и снежным льдом Промерзание при неравновесных условиях приводит к менее существенному проявлению эффекта фракционирования. Это подтверждается результатами исследований Ф.Майкла (Michel, 1989, 2011), который получил довольно однородный изотопный профиль по мощному покровному льду на оз.Кухулу на Баффиновой Земле (рис. 5.41). Значение δ18O озерного льда составила –21,2‰, в то время как у озерной воды оно равно –22,8‰, т. е. величина фракционирования равна всего лишь 1,6‰. В таких случаях быстрое промерзание не позволяет проявиться эффекту фракционирования. Различие в изотопном составе озерного льда и озерной воды при быстром формировании льда в неравновесных условиях часто меньше 2‰ (Васильчук, Васильчук, 2012). 150 Рис. 5.41. Изотопно-кислородный профиль покровного озёрного льда мощностью 2,2 м на оз.Кухулу, Баффинова Земля, у пос.Нанасивик (по F. Michel, 2011) 5.4.7. Изотопные исследования донных отложений озер для палеоклиматических реконструкций Среди наиболее важных последствий антропогенного влияния на климат является вопрос о том, как глобальное потепление, обусловленное влиянием возрастающей долей парниковых газов, будет воздействовать на водный цикл как в региональном, так и в глобальном масштабах. Водные системы континентов особенно чувствительны к изменениям климата. Благодаря генетической связи изотопного состава осадков и климатических параметров, можно ожидать, что долговременные флуктуации изотопного состава региональных осадков, вызванные изменениями климата, будут отражаться и в системах поверхностных вод. Связь между изотопным составом осадков и изменениями климата во временном масштабе, превышающем период инструментального наблюдения, может быть исследована двумя путями: 1) с помощью применения глобальных моделей циркуляции (ГМЦ), которые описывают изменения изотопных водных циклов, обусловленных основными климатическими изменениями. 2) с помощью исследования природных архивов, в которых зафиксированы вариации 18O и D и климатических параметров (например, температуры). Как правило, поверхностные водные системы являются промежуточным звеном между осадками и такими архивами, к которым относятся озерные отложения, подземные воды или органический материал. Озерные отложения являются одним из видов континентальных отложений, по которым проводятся палеоклиматические реконструкции. По ним с высокой степенью разрешения можно получить сравнительно непрерывные записи по позднему плейстоцену-голоцену. 151 Озерные отложения часто содержат аутигенные карбонаты и ископаемые ракушки, изотопно-кислородный состав которых определяется в основном изотопным составом озерной воды и температурой. Очевидно, что значения 18O и D открытых озер в средних широтах отражают довольно быстрый обмен воды, в основном как следствие изменений изотопного состава осадков, выпадающих над бассейном озера, который, в свою очередь, зависит от температуры. Соответственно, периоды холодного и теплого климата отражаются в минимальных и максимальных значениях 18O в осаждающихся кальцитах. Для закрытых озер изотопный состав воды в основном определяется испарением и обменом с атмосферной влагой; сухие периоды, обычно характеризующиеся повышением отношения испарения к притоку воды в озеро, отмечены высокими значениями 18O. В тропиках значения 18O аутигенных кальцитов, осаждающихся в озерах, обычно отражает степень изотопного обогащения при испарении озерной воды, которое, в свою очередь, связано со временем пребывания воды в данной озерной системе. Поэтому значения 18O преимущественно отражают изменения режима выпадения осадков. В муссонных регионах изотопный состав осадков в основном соответствует количеству дождей и, следовательно, интенсивности муссонной циркуляции. Данные по 18O и D древних осадков сохраняются в различных континентальных архивах и могут давать важную информацию о степени проявления и интенсивности муссонных систем в прошлом. В палеоклиматических исследованиях часто применяется анализ изотопного состава кислорода и углерода в озерных остракодах (моллюсках), диатомеях (водорослях) и аутигенных карбонатах, содержащихся в озерных отложениях. Этот анализ основывается на том, что изотопный состав скелетов водных обитателей изменяется в зависимости от климата. Континентальные озерные отложения представляют интерес при относительно кратковременных колебаниях климата, поскольку колебание изотопного состава на суше гораздо выраженнее, нежели в морских осадках. Хорошо датированная по радиоуглероду изотопно-кислородная донная колонка остракод была получена по оз. Гурон – одному из крупнейших озер Северной Америки. Для реконструкции уровней озера в прошлом исследованы вариации стабильных изотопов в донной скважине, расположенной на глубине около 70 м. Изотопные измерения сделаны в основном по раковинам Candona subtriangulata, а в его отсутствии по Candona rawsoni. Вариации 18O получены для периода 10-7,5 тыс. лет назад (рис. 5.42). Они заметно превышают сезонные колебания озерных температур. Необычно легкие значения 18O для периодов времени около 9,8 тыс. и около 7,5 тыс. лет назад могли быть обусловлены низкотемпературными осадками. 152 Рис. 5.42. Распределение значений 18O в раковинах остракод оз.Гурон. Слева номера стадий уровня озера, выделенные на основании изотопного анализа раковин остракод: 1– низкий, 2 – подъем, поступление талых вод, разбавленная вода, 3 – высокий уровень стояния воды, вода смешанная, 4 – низкий уровень, поступление талой воды, озеро распресненное, 5 – высокий уровень, прохладная, смешанная вода, 6 – высокий колеблющий уровень, смешанная вода, 7 – падение уровня, холодная, пресная талая вода (по С. Lewis et al., 1994) Частично отклонения в изотопном составе остракод должны указывать на участие талой ледниковой воды в питании этого озера (Lewis et al., 1994). Талая вода преобладала в первую стадию низкого стояния (9,8-9,6 тыс. лет назад), для которой характерны значения 18O в остракодах менее –13‰. Но повышение уровня озера на второй стадии (9,6-9,3 тыс. лет назад) никак не было обусловлено поступлением талой воды ледника, и изотопный состав остракод был связан с континентальными осадками и стоком. Поэтому минимум, датируемый около 7,5 тыс. лет, свидетельствует о более холодном климате. Особый интерес для палеоклиматических построений с высоким разрешением представляют озерные отложения, в которых отражена годовая слоистость, т. е. ленточные отложения, представляющие сезонную аккумуляцию осадков. Эти отложения обеспечивают хронологический масштаб климатических изменений, которые фиксируются по пыльце или стабильным изотопам аутигенных карбонатов и органики. Детально изучены донные отложения оз.Гостяж в Польше по четырем кернам, отобранным из глубокой центральной части озера. Они представлены практически однородными и ненарушенными озерными гиттиями с различным содержанием карбонатов, глины и некоторой примесью серных и железистых соединений. Сопоставление изотопно-кислородной кривой по аутигенным карбонатам по озеру Гостяж с изотопно-кислородными записями по ледниковым кернам Гренландии показало отчетливо выраженный на всех изотопных кривых минимум, соответствующий похолоданию в позднем плейстоцене 11,5-12,5 лет назад (рис. 5.43). 153 Рис. 5.43. Холодный период позднем плейстоцене (YD – молодой дриас), зафиксированный по данным 18O в глубоких ледниковых кернах GISP 2 и GRIP, пробуренных на гренландском ледниковом щите, и по данным 18O аутигенных карбонатов, отобранных из донных отложений оз.Гостяж в центральной Польше (из K. Rozanski et al., 1993 с изменениями) Во многих озёрах криолитозоны осаждается карбонат кальция (мергель), формируя своеобразные мергелистые осадки, т.е. осадочные породы, переходные от известняков к глинистым породам, состоящие на 50-80% из CaCO3 и MgCO3 и на 20-50% из глинистого материала. Формирование этого материала происходит абиотически, если концентрация СО 2 в подземных водах высока, и они содержат растворенный кальций. Очевидно, что при формировании изотопного состава мергелей поддерживается изотопное равновесие с водой, поэтому значения 18О, наблюдаемые в мергелях, отражают то, какими они были в водах озера. Результаты, полученные по мергелям из маленького озера в Онтарио (рис. 5.44, Б), где они накапливались с начала голоцена, демонстрируют снижение значений 18O от климатического оптимума, который был около 9 тыс. лет назад, к минимуму 18O около 5 тыс. лет назад, а затем увеличение значений около 3 тыс. лет назад. Современная озерная вода летом характеризуется значениями 18O около –6‰. По-видимому, мергелистые осадки осаждаются преимущественно в тот период, когда температура воды выше 10 оС. Если предположить, что режим этого озера за время отложения мергелей изменялся мало, можно сделать вывод, что наиболее древние мергели были отложены в воде с изотопным составом на 2-3‰ выше, чем в современном озере. Возможно, эти различия определялись влиянием дождевой воды и отражали более высокие среднегодовые температуры, на 1,5-2оС выше современных. К подобному же 154 выводу приводит изучение изотопного состава моллюсков. В озере Литтл диаграммы 18O моллюсков и мергелей идут параллельно (см. рис. 5.44). Рис. 5.44. Распределение значений 18O в мергелях (а) и в раковинах моллюсков Valvata sincera (б) в небольшом озере Литтл (Онтарио). Приближенный возраст отложений дан по спорово-пыльцевым данным (по P. Fritz, 1983) Систематическая разница между данными по мергелям и моллюскам по  O, возможно, вызывается разницей в сроках и механизмах их формирования (Васильчук, Котляков, 2000). 18 5.5. Изотопные исследования взаимосвязи атмосферных осадков, поверхностных и подземных вод Как было отмечено выше, вариации 18O и D в поверхностных водах тесно связаны с изотопным составом осадков, как правило, изотопный состав водоемов близко соответствует изотопному составу локальных осадков. Отклонения значений изотопного состава рек, озер и других водоемов от изотопного состава осадков обычно обусловлены процессами испарения с поверхности водоемов, а также особенностями гидрологического режима. Совместное исследование изотопного состава осадков и вод поверхностных водоемов может дать представление о процессах, определяющих гидрологические условия на данной территории. Исследование изотопного состава поверхностных вод (рек, озер и болот) в Коста-Рике (Центральная Америка) показало наличие региональной вариабельности значений 18O, особенно заметное при выделении ареалов изотопных значений. Наиболее высокие значения 18O в осадках и поверхностных водах (–5, –6‰) отмечены в районе, прилегающем к Карибскому морю (рис. 5.45, А), минимальные значения 18O (–10, –12‰) характерны для высокогорных районов страны (Lachniet, Patterson, 2002). Изотопный состав осадков и поверхностных вод в Коста-Рике при движении от Карибского моря к горным районам облегчается на 5-6‰ по 18О, что объясняется высотным изотопным эффектом для осадков. 155 Рис. 5.45. Распределение изотопного состава поверхностных вод (рек, озер, болот) в Коста-Рике, Центральная Америка (по M. Lachniet, W. Patterson, 2002): А – карта изолиний значений 18O (1), точки отбора образцов вод на изотопный анализ (2) и положение транссектов в северной (3) и южной (4) части страны; Б –транссект через южную часть КостаРики (II – II); В – транссект через северную часть КостаРики (I – I) Снижение значений 18O на подветренных склонах гор пропорционально высоте горных хребтов. На подветренных склонах хребта Таламанка на высотах более 3000 м значения 18O на 6-8‰ ниже, чем на наветренных участках. Снижение значений 18O на подветренных склонах хребта Тиларан (здесь вулканы достигают высоты около 1500 м) составляет 2-3‰. Поверхностные воды п-ова Оса имеют более высокие значения 18O относительно вод наветренных территорий, что предполагает поступление влаги с Тихого 156 океана, снижение температур конденсации или возможно обогащение в процессе испарения. На данной территории (в Коста-Рике и соседних странах Центральной Америки) большое влияние на изотопный состав осадков и, как следствие, на изотопный состав поверхностных вод имеет происхождение воздушных масс – либо их источником является Карибское море, либо Тихий океан. Масштаб отклонений изотопных значений от значений для источника формирования осадков происходит вследствие разного режима испарения, которое, в свою очередь определяется климатическими факторами, такими как температура, изменения конвекции или относительной влажности воздуха, скорости ветра и инсоляции (Lachniet, Patterson, 2002). Распределение изотопных значений в поверхностных водах вдоль транссекта в южной части Коста-Рики показывает наличие высотного тренда (см. рис. 5.45, Б), т. е. с повышением высоты значения 18O снижаются, диапазон значений составляет 6-8‰. В северной части страны значения 18O в поверхностных водах относительно постоянны в пределах Никарагуанской котловины и снижаются на 2-3‰ на подветренном склоне гор Тиларан. В пределах низменности Темписк в поверхностных водах отмечается изотопное обогащение в результате испарения (см. рис. 5.45, В). Анализ распределения значений 18O в поверхностных водах Никарагуанской котловины показывает относительно близкий изотопный состав рек и озер, при этом значения дейтериевого эксцесса (dexc) повышаются при удалении от побережья, что показывает возрастающее участие в водном бюджете поверхностных вод испаренной и повторноосажденной влаги (рис. 5.46). Рис. 5.46. Сравнение изотопного состава (18O) поверхностных вод (б) и дейтериевого эксцесса (а) в пределах Никарагуанской котловины, Коста-Рика при удалении от побережья Карибского моря вглубь страны (по M. Lachniet, W. Patterson, 2002) 157 Изотопные исследования поверхностных вод в Панаме показали, что линия соотношения 18O – D близка к ГЛМВ, что отражает незначительное влияние испарения на поверхностные воды (Lachniet et al., 2007). Значения 18O в поверхностных водах Панамы наиболее высокие на побережье Карибского моря, составляя около –4‰, что соответствует изотопному составу первых порций дождя, выпадающего из облака, образовавшегося в результате испарения над океаном. Наиболее низкие значения 18O отмечены в поверхностных водах водораздела, на больших высотах, варьируя от –9 до –15‰ на высоте 3500 м в горах Тамаланка. Затем изотопный состав поверхностных вод постепенно утяжеляется при приближении к побережью Тихого океана до значений 18O –7, –8‰ (п-ова Оса, Никоя, Азуэро). Для поверхностных вод Панамы выделены два изотопных градиента: снижение значений 18O по мере удаления на 100 км от побережья Карибского моря вглубь страны (средний градиент составляет –5,4‰/100 км) и повышение значений на расстоянии 100-250 км от Карибского моря (при приближении к Тихоокеанскому побережью), со средним значением изотопного градиента +0,6‰/100 км. Тенденция утяжеления изотопного состава поверхностных вод на побережье Тихого океана объясняется в меньшей степени испарением вод в условиях более сухого климата этой части страны, и в большей степени – влиянием изотопно более тяжелых осадков, формирующихся над Тихим океаном, среднее значение вклада которых оценивается в 40%. При этом, как показал анализ изотопных данных, существенного влияния тихоокеанской влаги на побережье Карибского моря не выявлено, что говорит о блокировании горами воздушных масс, поступающих с востока. Близкие изотопные значения и тренды, отмечаемые для Коста-Рики и Панамы, свидетельствуют об общих климатических процессах в этих странах, что определяет изотопный состав осадков и поверхностных вод. Среднегодовое значение 18O для осадков на побережье Карибского моря составляет –3,2‰, в то время как на побережье Тихого океана 18O варьирует от –6 до –8,5‰, что соответствует общей модели облегчения изотопного состава при удалении от Карибского моря. Была выявлена прямая зависимость изотопного состава атмосферных осадков и формирующихся с их участием сталагмитов в пяти пещерах в Панаме: значения 18O в них наиболее высоки на Карибском побережье Панамы (–4,3‰) и наиболее низкие – на п-ове Никоя (от –8,1 до –8,3‰), при этом сталагмиты, расположенные в середине страны имеют средние значения изотопного состава. Это объясняется тем, что значения 18O кальцита, слагающего сталагмиты, отражают интенсивность дождей и происхождение влаги, выпадающей в районе формирования сталагмитов (Lachniet et al., 2007). 158 Многолетние (2002-2010 гг.) исследования природных вод юга Дальнего Востока, проведенные сотрудниками Дальневосточного геологического института ДВО РАН, позволили охарактеризовать картину распределения в них стабильных изотопов кислорода и водорода (Харитонова и др., 2012). Для осадков было отмечено закономерное облегчение изотопного состава осадков от южных к северным районам края от –7‰ до –13‰ по 18О. По сравнению с атмосферными осадками поверхностные воды региона облегчены по D и 18О, а их изотопные характеристики подвержены незначительным сезонным колебаниям. Наиболее “тяжелыми” значениями D и 18О характеризуются реки водосбора Японского моря на юго-востоке Приморья (Рудневка, Волчанка, Пинканка, Петровка, Суходол, Лобога, Артемовка), в которых значения 18О составили –9, –10‰, что обусловлено, вероятно, активным влиянием океана на формирование изотопного состава атмосферных осадков и, как следствие, на формирование состава поверхностных вод. Воды поверхностных водотоков центральной части Приморья (реки Раздольная, Арсеньевка, Рудная, Джигитовка и т.д.) характеризуются более низкими значениями 18О – от –11,4‰ до –11,7‰. По мере движения вглубь континента наблюдалось дальнейшее облегчение изотопного состава поверхностных вод. Наиболее легким изотопным составом вод характеризуются реки, протекающие на севере Приморского края (Павловка, Журавлевка, Кема, Максимовка), и юге Хабаровского края (р. Пунчи): от –12,7‰ до –14,4‰ по 18О (Харитонова и др., 2012). Облегчение изотопного состава поверхностных вод от –9‰ на побережье Японского на юге Дальнего Востока до –14‰ на севере Приморья вдали от влияния морской акватории связано с проявлением как континентального, так и широтного изотопных эффектов для осадков. Графически расположение значений D и 18О в поверхностных водах юга Дальнего Востока подчинено линейной зависимости, которая несколько отличается от глобальной линии метеорных вод Крейга: воды Приморья характеризуются более легкими значениями по D и более тяжелыми по 18О (рис. 5.47). Локальная линия метеорных вод для Приморья описывается уравнением D = 7,6418О + 3,96. Результаты исследования сезонной зависимости вариаций изотопов в реках Суходол, Раздольная и Павловка отчетливо показывают, что в весенний сезон поверхностные воды являются изотопно более “легкими”, чем в летний и осенний сезоны. Такое различие вызвано, видимо, изменением в питании поверхностных вод: весной воды наполняются преимущественно в процессе таяния снежного покрова, летом и осенью водотоки пополняются за счет изотопно более тяжелых атмосферных осадков, формируемых над океаном. 159 Рис. 5.47. Соотношение 18O – D Н. А. Харитоновой и др., 2012) в природных водах юга Дальнего Востока (по Изотопный состав подземных вод Дальнего Востока близок к изотопному составу атмосферных осадков (см. рис. 5.47), что свидетельствует об их метеоинфильтрационном происхождении, а наблюдаемые вариации изотопного состава в подземных водах – о процессах взаимодействия с водовмещающими породами. Для подземных вод также как и для осадков и поверхностных вод отмечен континентальный эффект: чем ближе к морю, тем более тяжелый изотопный состав имеют подземные воды. Изотопное опробование слабосоленых подземных вод и рассолов, распространенных преимущественно в прибрежной зоне Японского моря, позволило установить, что они имеют метеорное происхождение и образовались, скорее всего, в результате разбавления атмосферными водами остаточных растворов, образованных в процессе испарительного концентрирования морских вод (Харитонова и др., 2012). Таким образом, изотопный состав подземных вод коррелирует с изотопным составом речных вод и осадков, и можно говорить о том, что неглубоко залегающие грунтовые воды пополняются локальными осадками и поверхностными водами. Связь подземных вод и питающих их осадков может прослеживаться на десятки и сотни километров от области пополнения водоносных горизонтов. Изотопные исследования подземных, речных вод и атмосферных осадков на междуречье рек Чаобай и Йонгдинг в Китае показали (Aji et al., 2008), что подземные воды приморской равнины пополняются в горных областях на расстоянии до 100 км от побережья за счет дождевых вод и инфильтрации поверхностных вод (рис. 5.48). 160 Рис. 5.48. Схема пополнения подземных вод и их изотопно-кислородный состав, междуречье рр.Чаобай и Йонгдинг, Китай (по К. Aji et al., 2008): 1 – лессовый покров, 2 – направление движения грунтовых вод, 3 – гравелистые грунты с глинистым заполнителем, 4 – песок, 5 – известняк, 6 – глины, 7 – граница между верховодкой и глубокими подземными водами, 8 – значения δ18O На приморской низменности в междуречье р.Чаобай и р.Йонгдинг грунтовые воды имеют тот же изотопный состав (значения δ18O варьируют от –7,3 до –10,2‰), что и поверхностные воды и атмосферные осадки в прилегающем горном районе (г. Яншан), где среднее значение δ 18O осадков составляет –8,5, –9,0‰, среднее значение δ 18O речных вод от –7,0 до –9,1‰ (Aji et al., 2008). Взаимосвязь поверхностных и подземных вод была прослежена с помощью изотопных методов в Аргентине, в пределах водосбора р. КекенГранде (Quequen Grande River), в провинции Буэнос-Айрес. Площадь водосбора около 10000 км2, он занимает большую часть Пампы – наиболее значимой сельскохозяйственной территории Аргентины. В лессовых отложениях Аргентинской пампы залегают незамкнутые водоносные горизонты, дренируемые в основном реками. Изотопный состав подземных вод оказался очень однородным, что соответствует хорошо смешанным системам. Отмечена связь поверхностных вод и подземных вод, для которых характерно влияние испарения и сезонные изменения изотопного состава, соответствующие периодам с сильными ливнями (Martinez et al., 2007). В подземных водах отмечается меньший диапазон вариаций изотопных значений, по сравнению с дождями и поверхностными водами. Графически большая часть образцов подземных вод расположена немного ниже ГЛМВ, что указывает на некоторое испарение перед фильтрацией в водоносный горизонт (рис. 5.49). Поверхностные (речные) воды показывают больший разброс относительно ГЛМВ и линии испарения. Линия испарения пересекает 161 ГЛМВ примерно в области концентрации значений по подземным и речным водам. Полученные результаты показывают, что дождевая вода является источником для большей части воды в системе. Средневзвешенные значения дождевой воды (без учета температурных и континентальных эффектов) соответствуют изотопному составу подземных вод. Тот факт, что изотопный состав речных вод, как правило, близок к изотопному составу подземных вод, подтверждает концептуальную модель данного водосборного бассейна, предполагающую, что большая часть стока реки обеспечивается подземными водами (Martinez et al., 2007). Рис. 5.49. Соотношение δD и δ18O в дождевой воде, воде рек и прудов и подземных водах в районе водосбора р. Кекен-Гранде, Аргентина (по D. Martinez et al., 2007): 1 – дождь; 2 – реки и ручьи; 3 – подземные воды; 4 – небольшие пруды Большое практическое значение для исследований протечек из плотин водохранилищ и поверхностных водных резервуаров имеет сравнение изотопного состава вод водохранилищ и подземных вод ниже по течению. Если эффект испарения, характерный для водохранилищ, отмечается и в подземных водах, скорее всего происходит просачивание (или утечки) вод водохранилища в водоносные горизонты. Утечки и просачивания, отмечаемые ниже дамб, всегда представляют потенциальную угрозу для этих крупных инженерных сооружений. В Бразилии проводились исследования по выявлению протечек из плотины ГЭС. Объем резервуара сильно варьировал от сезона к сезону (наполнялся в сезон дождей и постепенно пересыхал в течение сухого сезона), изотопный состав воды также сезонно варьировал. При этом изотопный состав воды резервуара вследствие испарения был тяжелее локальных осадков, что графически выражено линией испарения (рис. 5.50). Влияние испарения, а также сезонные вариации изотопного состава 162 прослеживались и в грунтовых водах из колодцев ниже резервуара, что показало наличие связи поверхностных и подземных вод. Графически наличие связи водохранилища и подземных вод в северозападной части Бразилии выражается линией испарения, вдоль которой расположены точки изотопного состава, как воды водохранилища, так и подземных вод (Roldão et al., 1989). Рис. 5.50. Изотопный состав воды в резервуаре (1) и 7 колодцах (2-8) в окрестностях плотины ГЭС в северо-западной части Бразилии (по J. Roldão et al., 1989, с изменениями) Часто источники, появляющиеся ниже новообразованного водохранилища представляют не реальные протечки дамбы или плотины, а обусловлены возросшим гидростатическим давлением, которое выдавливает более древние воды из донных отложений. Исследования изотопного состава этих вод могут быть полезными при определении происхождения этих новых источников воды. При исследованиях протечек плотин необходимо проводить слежение за водными проявлениями в окрестностях дамбы для получения полной характеристики пространственной изменчивости изотопных характеристик подземных вод (источники, буровые скважины, пьезометры). По необходимости в районе водохранилища могут быть установлены метеостанции для ежемесячного отбора осадков для анализа их изотопного состава. Отбор образцов воды, включая и воду ниже дамбы, надо проводить в разные сезоны для того, чтобы оценить временную вариабельность изотопных характеристик воды водохранилища и локальных подземных вод. В Тунисе с помощью изотопных методов определялась степень пополнения подземных вод после строительства дамбы от наводнений. Исследования проводились для одного из самых крупных водоносных горизонтов в центре страны, расположенном в пределах Каирской равнины – 163 обширного осадочного бассейна площадью 3000 км 2 (Belhadj Salem et al., 2007). Средние значения изотопного состава воды из водоема (водохранилища), образованного дамбой, составили: δ18O = –1,25‰, δD = –11,41‰. Средний изотопный состав подземных вод составляет: δ18O = –5,35‰, δD = –34,6‰. Изотопная диаграмма (рис. 5.51) показывает существенное изотопное обогащение вод водохранилища близ дамбы, а также изотопно обогащенные подземные воды в северно-восточной части бассейна. Рис. 5.51. Изотопная диаграмма подземных вод бассейна Зеруд (по S. Belhadj Salem et al., 2007): 1 – глубоко залегающие подземные воды; 2 – мелкозалегающие подземные воды Воды глубокого водоносного горизонта характеризуются легким изотопным составом, что предполагает их сравнительно древний возраст (см. рис. 5.51). По мере удаления от дамбы, подземные воды становятся изотопически все более легкими (рис. 5.52). Это происходит в результате уменьшения влияния просачивающейся воды дамбы. Было показано, что зона влияния вод водохранилища на подземные воды составляет около 15 км, за пределами которой значения δ18O подземных вод остаются постоянными (Belhadj Salem et al., 2007). Полученные данные показывают, что влияние искусственного пополнения водоносных горизонтов достаточно невелико. Тем не менее, оно оказывает заметную роль во время летних засух (Belhadj Salem et al., 2007). Решение задач по выявлению смешения вод водохранилищ и озер и подземных вод имеет важное значение для характеристики водоносных горизонтов, используемых для водоснабжения. 164 Рис. 5.52. Изотопное влияние воды дамбы на подземные воды (по S. Belhadj Salem et al., 2007): 1 – водохранилище; 2 – область пополнения подземных вод водами водохранилища; 3 – подземные воды При исследованиях степени влияния озера на подземные воды следует учитывать, что физико-химические характеристики озерной воды (электропроводность, температура и др.) не могут быть единственными параметрами, т. к. они обычно теряют свои свойства, попадая в водоносный горизонт. Изотопные исследования в таких случаях являются более надежным методом. Изотопы кислорода и водорода определяются климатом и гидрологическими параметрами системы. Различие между изотопным составом общего притока и озерной воды в некоторых случаях может достигать 10‰ по 18O. В таких случаях озерную воду, попадающую в рядом расположенные грунтовые воды, можно легко отличить от просачивающихся локальных осадков. Зная изотопный состав двух систем (озерная вода и локальные грунтовые воды), можно подсчитать процент озерной воды в колодцах, расположенных ниже по уровню от озера. Данные об изотопном обогащении озерной воды применяются для оконтуривания зоны смешения подземных вод и небольших озер, образовавшихся после землечерпательных работ (рис. 5.53). На расстоянии 0,5-0,8 км ниже по течению примесь озерных вод в подземных водах достигает 90%. Уже на расстоянии 2 км от озер влияние озерных вод снижается до 10% и менее. Исследования взаимодействия подземных вод и морских вод в прибрежных зонах важно для лучшего понимания прибрежных процессов, поступления подземных вод в море путем подводной разгрузки (что является важным источником поступления загрязнителей – тяжелых металлов, радионуклидов, органических соединений, нитратов и нитритов и др.), внедрения морских вод в резервуары пресных подземных вод и их засоление и в целом для лучшего управления запасами пресных подземных вод. Изотопы 165 18 O и 2H являются эффективными трассерами процессов смешения на границе подземных и морских вод вследствие различия их изотопного состава. Засоленность водных источников является одним из наиболее распространенных процессов, ухудшающих качество воды и осложняющих дальнейшее её использование. Во многих районах, особенно пустынных и полупустынных районах Азии и Африки, засоленность подземных вод ограничивает запасы питьевой пресной воды. Рис. 5.53. Смешение воды искусственных озер и подземных вод ближайшей водоносной системы в Австрии: а – карта-схема, показывающая зону смешения озера и локальных подземных вод, определенная на основе изотопных данных; б – диаграмма соотношения 18O – D для исследованной озерной системы. Черные кружки, обозначенные I, II, III, представляют средние значения изотопного состава трех озер (по B. Yehdegho et al., 1997, с изменениями) Мониторинг и выявление источников засоленности является ключевым для управления качеством воды и её очисткой. В прибрежных морских зонах 166 засоленность подземных вод возникает чаще всего в результате притока плотных засоленных вод в процессе чрезмерного изъятия пресной воды из прибрежных водоносных горизонтов. Также наблюдается техногенное засоление вод в результате экстенсивной ирригации и повышенного использования удобрений и пестицидов. Для выявления источника засоления вод часто применяют зависимость значений 18О и D (рис. 5.54) и 18О и солености (рис. 5.55). Рис. 5.54. Изменение изотопного состава воды в связи с различными процессами засоления: соотношение 18О и D Рис. 5.55. Соотношение 18О и солености. Приведены примеры изменения изотопного состава воды, связанные с различными процессами засоления 167 Изотопные исследования подземных вод проводились для меловогоэоценового известнякового водоносного горизонта в бассейне р.Кета и прибрежном осадочном бассейне Того в Африке (Helstrup, 2006). Изотопные исследования подземных вод, воды рек, лагун и морского залива показали, что: 1) на мелкозалегающие подземные воды не оказывают влияние соленые или солоноватые воды, т.к. их состав близок к ГЛМВ (рис. 5.56), 2) воды рек (Моно, Вольта), лагуны и залива существенно обогащены по 18О и D, что обусловлено и испарением, и влиянием морских вод (Helstrup, 2006). Различие изотопного состава речных и подземных вод в бассейне р.Моно показывает отсутствие прямой гидравлической связи между ними. Некоторые образцы подземных вод из неогеновых и четвертичных отложений бассейна р.Кета (B7, B23 и B28, рис. 5.57) показали влияние испарения и/или морских вод, т. к. они обогащены по 18О и D. Рис. 5.56. Соотношение 18О и D для поверхностной воды р.Моно, р.Вольта и лагуны Кета и морской воды Гвинейского залива (по T. Helstrup, 2006): 1 – р.Моно; 2 – р.Вольта; 3 – лагуна Кета; 4 – морская вода в Гвинейском заливе; 5 – осадки в районе барьера Кета; 6 – данные по экспериментальному испарению из лотка; 7 – средний изотопный состав неизмененных мелкозалегающих подземных вод Прямая связь между значениями 18О и содержанием Cl не обнаружена, что указывает на то, что источниками засоления могут быть антропогенные загрязнители, солоноватая вода из лагун и растворенные соли, поступающие с морскими аэрозолями, оседающими на поверхности почвы (Helstrup, 2006). Изотопные данные показали очень ограниченное влияние морских вод на известняковые водоносные горизонты. Наиболее тяжелый изотопный состав подземных вод отмечен в известняковых водоносных горизонтах в прибрежной зоне. 168 Рис. 5.57. Соотношение 18О и D для поверхностных вод р.Моно, морской воды из Гвинейского залива и подземных вод в неогеновых и четвертичных осадках и меловых-эоценовых известняках (по T. Helstrup, 2006): 1 – подземные воды из четвертичных и неогеновых отложений; 2 и 3 – подземные воды из меловых-эоценовых известняков, Гана и Того, соответственно; 4 – р.Моно; 5 – морская вода Гвинейского залива; 6 – средний изотопный состав неизмененных подземных вод из барьера Кета Таким образом, изотопные данные показали, что подземные воды, используемые для водоснабжения, в прибрежных районах характеризуются засоленностью, при этом основным источником засоления является внедрение современных морских вод. Таким образом, проведенные изотопные исследования показали, что подземные воды в бассейне р.Моно не связаны с поверхностными водами и не засолены и скорее всего могут быть использованы для водоснабжения, подземные воды в бассейне р.Кета имеют некоторую связь с поверхностными водами, возможно, с водами лагун или иметь антропогенное загрязнение, и подземные воды в прибрежных районах имеют примесь современных морских вод. Выявленные особенности гидрогеологического режима важны для разработки стратегии эксплуатации подземных вод (Helstrup, 2006). Изотопные методы исследования подземных вод широко применяются для выявления техногенного загрязнения водоносных горизонтов (рис. 5.58). В Ханфорде, штат Вашингтон, США, применение стабильных изотопов кислорода и водорода в поровых водах, извлеченных из отложений относительно ненарушенной территории вблизи хранилищ радионуклидов, позволили выявить инфильтрацию зараженных подземных вод в вадозной зоне (DePaolo et al., 2004). Было выполнено сопоставление значений δD и δ18О в поровых водах вадозной зоны с ГЛМВ, ЛЛМВ и значениями δ18О в неглубоких подземных водах. Значения δ18О для глубоко залегающих вадозных вод оказались на 2,55‰ выше, чем для осадков, наклон линии соотношения δD – δ18О для вадозных вод составляет 4,9, что существенно ниже наклона ГЛМВ (DePaolo et al., 2004). 169 Рис. 5.58. Изотопный состав осадков и подземных вод в Ханфорде, Вашингтон, США (по DePaolo et al., 2004): 1 – осадки 1982–83 гг.; 2 – подземные воды вадозной зоны 5.6. Изотопные исследования термальных подземных вод Особое место в изотопных исследованиях природных вод занимают изотопные исследования термальных вод, т. к. они, как правило, имеют температуру более 100 оС. Изотопный анализ воды из источников и скважин дает информацию и происхождении и эволюции геотермальных флюидов – о подземном смешении вод разного генезиса, взаимодействии вод с вмещающими породами, температурных особенностях, процессах, происходящих при отделении паровой компоненты. Исследование изотопного состава геотермальных газов может дать дополнительную информацию о водной части флюидов, поскольку газы, как и их изотопный состав, в наименьшей степени подвержены влиянию поверхностных условий. Гидрохимический и изотопный анализ геотермальных флюидов дает информацию об их происхождении, области пополнения, модели течения, глубинной температуре, фракции пара и его водонасыщенности (Есиков, 1989; Бычков, 2012; Дубинина, 2013). Также на основе этих данных могут быть оценены процессы охлаждения при движении флюида к поверхности, теплопотери, смешение с мелкозалегающими подземными водами и расход пара. Изотопные исследования гидротермальных вод современных вулканических областей проводятся уже несколько десятков лет в Италии, 170 Новой Зеландии, Исландии, Венесуэле, США (Йеллоустоунский и Лассенский национальные парки, Стимбоут-Спринг, Солтон-Си), на Гавайских островах, в Мексике, Японии, России (Чукотка и КурилоКамчатский регион). В настоящее время установлено, что геотермальные системы мира содержат воды следующих основных типов: 1) андезитовые воды – переработанные морские воды, которые поднимаются к поверхности в районах с андезитовым вулканизмом или конвергентным платформенным вулканизмом. Значения δ 18O и δD такой воды составляют в среднем +10 ± 2 и +20 ± 10‰, соответственно, а концентрация хлоридов близка к таковой для морской воды; 2) ювенильные воды – воды, поступающие из мантии или ядра Земли, никогда не участвовавшие в гидрологическом цикле; 3) магматические воды – воды, находящиеся в равновесии с магмой, в не зависимости от происхождения; при этом магматической водой считается только отделившаяся водная компонента, а не вода, физически растворенная в магме; 4) метеорные воды – воды атмосферных осадков разного возраста (дождь, снег, речная и озерная вода, подземные воды); 5) океанические воды – воды открытого океана, проникающие в геотермальные системы (Environmental isotopes….., 2000). Изотопный состав воды большинства геотермальных систем мира, как правило, соответствует изотопному составу локальных метеорных вод данного района. Значения δ18O геотермальных вод часто демонстрируют характерное обогащение тяжелыми изотопами (изотопно-кислородный сдвиг) относительно изотопного состава локальных метеорных вод. Этот сдвиг является важным свойством любой геотермальной воды в высокотемпературных системах и является следствием двух процессов: изотопного обмена между водой и паром при температуре не выше 220 оС и изотопным обменом с вмещающими породами. Атмосферные воды, просачивающиеся в породы, формируют геотермальный резервуар, в котором отсутствует равновесие между водой и породами, в результате чего между ними происходит обмен изотопами кислорода, что приводит к обогащению воды тяжелыми изотопами (относительно первичного изотопного состава воды). Этот процесс определяется температурой резервуара. При этом быстрое постоянное вымывание тяжелых изотопов из пород приводит к устойчивому облегчению их изотопного состава. Значение δ 18O для геотермальной воды в изотопном равновесии с кварцем или альбитом при 300оС составляет около +3 и +4,5‰, соответственно. Скорость изотопнокислородного обмена между водой и породами быстро снижается при снижении температуры. Наличие сдвига по δ 18O в воде может считаться 171 признаком существовавшей ранее высокой температуры (более 250 оС) в данной геотермальной системе. Исследования изотопного состава геотермальных вод и вмещающих их пород в районе Нгава, Новая Зеландия, показало незначительные различия изотопного состава пород, подвергшихся обмену с водой, и не подвергшихся, что указывает на низкую степень изотопного обмена между водой и породами. Вода, в наименьшей степени обменявшаяся кислородом с породами, имеет значение δ 18O около +6‰, что на 5‰ ниже, чем для пород. Эта изотопная разница соответствует температуре изотопного обмена > 350oC в условиях равновесия с кварцевыми породами или 300 oC – при равновесии с минералом альбитом, что подтвердилось прямыми измерениями температуры по глубокой скважине (320 oC). Большое различие изотопного состава воды и пород также подтверждает незначительный изотопный обмен и быстро установившееся равновесие. Обратная картина была получена по другому геотермальному району Новой Зеландии – Уайракей – где изотопный сдвиг между водой и породами составлял всего 1,2‰. При этом породы, находившиеся в изотопном обмене с водой, характеризуются более легкими значениями δ 18O (+2,5…+5‰) по сравнению с породами, не взаимодействовавшими с термальными водами (δ18O = +7…+9‰). Преобладающая температура в пределах данной геотермальной системы равна 260oC; она обусловила изотопный сдвиг на 8,5‰ при изотопном равновесии воды и вмещающего ее кварца. Исследование изотопного состава гидротермальных вод в Йеллоустоунском национальном парке (район оз.Хёат) показало, что все изученные здесь воды обогащены тяжелыми изотопами, их состав расположен вдоль линии соотношения δ18O – δD справа от ГЛМВ, что типично для гидротермальных вод, подвергавшихся изотопному обмену с вмещающими породами при температуре, достигающей 200оС. Более легким изотопным составом характеризуются нейтральные хлоридные термальные воды (значения δ18O варьируют от –15 до – 18‰, δD – от –135 до – 145‰), более тяжелым – кислые воды (значения δ18O варьируют от –12 до – 14‰, а δD – от –120 до – 130‰), что свидетельствует о процессах испарения этих вод в приповерхностных условиях. Конденсат пара исследованных вод изотопически намного легче воды (значения δ18O варьируют от –22 до – 24‰, δD – от –155 до – 167‰), значения его изотопного состава в координатах δ18O – δD расположены слева от ГЛМВ (Lowenstern et al., 2012). Геотермальные воды, исследованные на Аляске, на южном склоне горы Спюр – потухшем андезитовом вулкане, в настоящее время покрытом снегом и льдом – характеризуются изотопным составом более тяжелым, чем локальные метеорные воды: значения δ18O составляют –18, –21‰, а δD – –135, 172 – 160‰, что указывает на обмен с вмещающими породами, а также на возможную примесь андезитовых вод (Garchar et al., 2012). Таким образом, изотопные методы исследования показали, что более тяжелый по сравнению с метеорными водами изотопный состав геотермальных вод в Йелоустоунском национальном парке (район оз.Хёат) и на г.Спюр на Аляске объясняется изотопным обменом с вмещающими породами при высокой температуре (до 200оС). Исследование изотопного состава термальных вод в восточной Индии (район бассейна Ганга – Маханади) показали, что термальные воды, температура которых варьирует от 40 до 68оС, имеют метеорное происхождение и подпитываются локальными грунтовыми водами: значения δ18O в грунтовых водах составляют –4,5, –6,7‰, в термальных водах – от –4,7 до –7,4‰. Отмечаемый в термальных и грунтовых водах изотопный сдвиг по кислороду в сторону более тяжелых значений по сравнению с локальными метеорными водами отражает не обмен с вмещающими породами, а примесь мелкозалегающих и поверхностных вод, которые подвергаются существенному испарению (Kumar et al., 2011). Геотермальные системы вблизи морского побережья могут подпитываться как метеорными, так и морскими водами. Типичным примером островной геотермальной системы, гидротермальные флюиды которой сформировались при непосредственном участии океанических вод, может служить прибрежная геотермальная система о-ва Янкича, Курильские о-ва. Здесь некоторые из прибрежных гидротермальных источников характеризуются изотопным составом, близким к воде бухты Кратерной: δ18О составляет –0,5‰, δD –5‰ (Есиков, 1989). Другим примером могут быть прибрежные термальные воды Японии, которые, как правило, представляют смешанные в определенных пропорциях морские и метеорные воды. Значения δ18О и δD этих вод занимают промежуточное положение между значениями этих величин океанической и местной метеорной вод, изменяясь линейно в зависимости от содержания хлора (Сакаи, Мацубая, 1977). Однако, изотопный состав этих вод отличается от состава простых смесей океанической и метеорной вод. Изотопный состав вод в районе Симогамо располагается вблизи линии смешения воды р.Аоно (δ 18О = –6‰, δD = –40‰), протекающей в этом районе, и глубинного рассола (δ 18О = +2‰, δD = 0‰), который представляет собой океаническую воду, длительно взаимодействующую с породами, в результате чего в ней произошли изменения химического и изотопного состава (рис. 5.59). Значения δ 18О в термальных водах этой системы варьируют от –2 до –4‰, δD – от –20 до –30‰. Воды термальной системы Ибусуки, объединяющей многочисленные источники вдоль восточного побережья п-ова Сацума на о.Кюсю, характеризуются более сложным изотопным составом по сравнению с водами 173 Симогамо. Это частично объясняется колебаниями изотопного состава поверхностных вод в районе кальдеры Ата, связанными с изотопными эффектами при испарении. Рис. 5.59. Зависимости δD – Cl и δD – δ18О в водах прибрежной термальной системы Симогамо, Япония (по Х.Сакаи, О.Мацубая, 1977) В водах системы Ибусуки не выявлено закономерности в координатах δ О – δD (рис. 5.60), что указывает на то, что смешение метеорной и океанической вод происходит на разных глубинах или в разных условиях, и, что в этом районе, не существует единого глубинного рассола, какой был установлен в Симогамо. Термальные воды системы Ибусуки 18 характеризуются значениями δ О от –1,5 до –5,7‰, δD от –10 до –30‰ (Сакаи, Мацубая, 1977). Одним из районов широкого распространения геотермальных источников является Исландия. Изотопные исследования вод геотермальных источников и грунтовых вод, а также атмосферных осадков показало, что вода скважин и гейзера вблизи г.Рейкьявик формируется из вод ледника, расположенного на значительном расстоянии к северу от этих водопунктов. По изотопным данным было также установлено, что области питания термальных и холодных источников разные. Значения δD варьировали от –117 до –8‰. Высокие значения δD объяснялись проникновением в термальные воды океанической воды (Ферронский, Поляков, 1983). 18 174 Рис. 5.60. Зависимости δD – Cl и δD – δ18О в водах прибрежной термальной системы Ибусуки, Япония (по Х.Сакаи, О.Мацубая, 1977, с изменениями): 1 – термальные воды, 2 – метеорные воды Анализ распределения δ18О и δD в гидротермальных водах многих геотермальных районов мира показало наличие генетической связи термальных и метеорных вод. Это выражается, прежде всего, в соотношении δ18O и δD, которое у термальных вод соответствует уравнению Крейга для метеорных вод. Более легкий изотопный состав конденсата спонтанных газов наглядно показывает процесс изотопного фракционирования при высокой температуре, сопровождающийся обогащением термальных вод тяжелыми изотопами. Для многих геотермальных источников Камчатки, одного из наиболее изученных районов, было отмечено наличие генетической связи термальных вод с атмосферными осадками, а также наличие в некоторых из них свидетельств о взаимодействии термальных вод с вмещающими породами, демонстрируемых изотопным сдвигом по кислороду. Детальные изотопные исследования проводились в гидротермах кальдеры Узон (Бычков, 2009, 2012; Есиков, 1989). Здесь были опробованы более 60 водопроявлений – термальные источники и озера, парогазовые выходы, грязевые котлы, мелкие скважины и поверхностные водотоки, атмосферные осадки (Есиков, 1989). Графическое выражение соотношения δ18O – δD для основных типов водопроявлений кальдеры Узон показывает, что все значения расположены сравнительно узкой полосе, ось которой может быть аппроксимирована линией с угловым коэффициентом, примерно равным 3 (рис. 5.61). 175 Рис. 5.61. Изотопный состав основных типов водопроявлений кальдеры Узон (по А.Д.Есикову, 1989): Воды: 1 – хлоридно-натриевые, 2 – хлоридно-сульфатные и сульфатно-хлоридные, 3– гидрокарбонатные смешанные, 4 – конденсатные, 5 – метеорные Обобщение массива изотопных данных по термальным водам Узона на Камчатке можно заключить, что преобладают геотермальные воды с легким изотопным составом кислорода и водорода δ 18O = –13,7‰, δD = –118‰, у которых соотношение δ18O - δD соответствует уравнению Крейга для метеорных вод (Есиков, 1989). Это обусловлено тем, что большая часть водопроявлений изучаемого района в основе имеют единственный источник влаги – воду местных атмосферных осадков. Наряду с водами, прошедшими метеорный цикл, на Узоне выделяется группа вод, обогащенных тяжелыми изотопами (δ18O = –8,0‰, δD = –106‰) с изотопным сдвигом вправо относительно ГЛМВ на 5, что связано с кислородным изотопным обменом с вмещающими породами. Для Узона такими породами являются туфогенно-лавовые толщи, для которых первичное значение δ18O составляет около +6,5‰. Вклад магматогенной воды с δ18O = +7,5 в воде Узона не превышает 10-15% (Бычков, 2009). Сравнение изотопных данных из термопроявлений Узона с другими гидротермальными районами мира показало наличие общих закономерностей (рис. 5.62). Более легкий по сравнению с водой гидротерм изотопный состав имеют пар и конденсат пара. По данным А.Д.Есикова (1989) пар изотопически легче воды на 4,5-9,8‰ по δ18O. Изотопные определения, выполненные нами (лаборатория стабильных изотопов кафедры геохимии ландшафтов и географии почв географического ф-та МГУ) в воде и паре геотермальных вод из кальдер Узон и Карымский, а также Долины Гейзеров на Камчатке (сбор А.Ю.Бычкова, 2006 г), показали, что вода источников изотопически тяжелее конденсата газов на 4-11‰ по δ18O и на 16-46 ‰ по δD. По воде кальдеры Узон значения δ 18O варьировали от –2,8 до –13,2‰, значения δD – от –70,9 до –116,8‰; более легкий изотопный состав получен для конденсата газов: от –10,7 до –17,8‰ по δ18O и от –93,9 до –135,6‰ по δD; по воде кальдеры Карымской нами были получены значения δ18O –7, –8‰, δD –87, –88‰. 176 Рис. 5.62. Распределение изотопов кислорода и водорода в термальных водах. Черные значки обозначают изотопный состав местных метеорных вод (по А.Ю.Бычкову, 2009) Искусственный конденсат спонтанных газов характеризовался более легким изотопным составом: значения δ18O составили –14, –16‰, δD –106, –128‰ и по воде из Долины Гейзеров значение δ 18O составило –6,4‰, δD –76,8‰, конденсат спонтанных газов характеризовался значительно более легким изотопным составом: значения δ18O –17,4‰, δD –122,6‰ (Буданцева и др., 2011). По изотопному сдвигу между газовой и жидкой фазами можно оценить эффективную температуру испарения или конденсации в системе жидкость – газ. Результаты показали, что рассчитанные эффективные температуры (23115оС) не соответствуют температуре в термальных источниках (96-100оС). Это указывает на неравновесные условия испарения в системе жидкость – газ и объясняется изотопным фракционированием при испарении воды в газовый пузырек (что выражается в изменении скорости испарения при замене в молекуле испаряющейся воды тяжелых изотопов легкими). Это приводит к накоплению тяжелых изотопов при испарении воды в бессточных котлах. Отсутствие равновесия в системе жидкость – газ в термальных источниках необходимо учитывать при изучении химического состава вод и конденсатов спонтанных газов. Оценив полученные нами изотопные данные для воды и конденсата пара в различных геотермальных системах Камчатки, а также определения, выполненные предшественниками, Н.А.Буданцева предположила, что проанализированные геотермальные источники имеют преимущественно атмосферное питание. Об этом свидетельствует близкий к таковому в атмосферных осадках изотопный состав, как кислорода, так и водорода. 177 Более широкий (по сравнению с метеорными водами) диапазон вариаций δD и δ18O в термальных водах – результат изотопного фракционирования в процессе пароотделения при движении гидротерм к поверхности, их смешивания с холодными водами и обмена с вмещающими породами. Совместное изотопное опробование воды и пара гидротерм Камчатки показало, что пар легче воды на 8-11‰ по δ18O и на 16-46‰ по δD, что объясняется процессами изотопного фракционирования при высокой температуре, сопровождающимися обогащением термальных вод тяжелыми изотопами (Буданцева и др., 2011). На востоке Чукотки были опробованы 23 группы термоминеральных источников с температурой на выходе от 2 до 97°С и минерализацией от 1,47 до 37,14 г/л и пресные поверхностные воды, распространенные в области выхода этих источников. Значения δD и δ18O в поверхностных водах составляют от –121,4 до –89,5‰ и от –16,4 до –11,1‰, соответственно, а в термоминеральных – от –134,2 до –92,5‰и от –17,6 до –10,5‰. Значения δD в поверхностных водах уменьшаются с востока на запад вглубь полуострова (континентальный эффект). Гидротермы, максимально обедненные дейтерием (δD < –120‰), сосредоточены в Колючинско-Мечигменской депрессии – зоне новейшей геодинамической активности (Поляк и др., 2008). Наблюдаемые химические и изотопные характеристики этих вод в большинстве случаев могут быть результатом смешения в различных пропорциях поверхностных вод и глубинного изотопно-легкого 18 минерализованного компонента (δD = –138‰, δ O = –19‰, М = 9,5-14,7 г/л), который, возможно, представляет собой подмерзлотные воды, подвергшиеся некоторому криогенному метаморфизму. Поскольку большинство источников выходит на низких абсолютных отметках в непосредственной близости от берега моря, а по составу воды источников чаще всего относятся к хлоридным натриево-кальциевым, было принято считать, что они имеют генетическую связь с водами Берингова моря. Однако морские воды имеют более тяжелый изотопный состав. В водах же Чукотского полуострова как поверхностных (ручьи, реки, озера), так и термоминеральных, изотопный состав водорода и кислорода существенно иной. Изотопное опробование поверхностных вод (реки, ручьи, озера, колодцы) было проведено в 21 из 23 исследованных очагов разгрузки гидротерм. В координатах δ18O – δD расположение всех значений для поверхностных вод подчинено линейной зависимости вида δD ~ 6δ18О –22,7 (рис. 5.63). Эта зависимость несколько отличается от ГЛМВ. Более тяжелый изотопный состав (по сравнению с осадками) поверхностных вод отражает преимущественно летнее питание, а также испарение вод мелких ручьев. Отмечен долготный изотопный тренд в поверхностных водах: уменьшение значений δ18O и δD с востока на запад, вглубь суши (Поляк и др., 2008). 178 Рис. 5.63. Изотопный состав поверхностных вод Восточной Чукотки в исследованных очагах разгрузки термоминеральных флюидов (по Б.Г. Поляку и др., 2008): источники: 1 – Чаплинские, 2 – Сенявинские, 3 – Аракамчеченские, 4 – Кивакские, 5 – Кукуньские, 6 – Мечигменские, 7 – Бабушкины Очки, 8 – Туманные, 9 – Дежневские, 10 – Нэшканские, 11 – Тэюкейские, 12 – Куб, 13 – Вытхытявеемские, 14 – Оранжевые, 15 – Оленьи, 16 – Арэнышкынваамские, 17 – Нэльпыгенвеемские, 18 – Верхне-Нунямовеемские, 19 – Синевээмские, 20 – Гетлянгенские, 21 – Ступенчатые, 22 – Ионийские минеральные, 23 – Печингтанваамские. Буквами показаны отдельные выходы термальных вод в пределах обозначенных цифрами источников Значения δ18O и δD в термоминеральных водах Чукотки варьируют шире по сравнению с поверхностными водами: разброс значений δD составляет 41,8‰, а δ18O – 7,1‰, в то время как в поверхностных водах он равен 31,9‰ и 5,3‰, соответственно. Самой изотопно-тяжелой (δD = –92,5‰ и δ18O = –10,5‰) оказалась вода минерализованного (8,53 г/л) и теплого (15°С) озера Оленьих источников. Это, вероятно, связано с потерей изотопно-легкой воды при испарении и сдвигом изотопного состава остающейся воды в сторону обогащения тяжелыми изотопами (Поляк и др., 2008). Графически значения половины гидротерм попадают в область данных по поверхностным водам (рис. 5.64), однако в 16 группах источников гидротермы в той или иной мере обеднены по δD относительно сосуществующих поверхностных вод. Пространственная изменчивость изотопного состава гидротерм заключалась в том, что на юге и востоке Чукотского п-ова изотопный состав большинства терм близок к составу местных пресных вод, образуя линию 179 регрессии с почти тем же наклоном. Группа источников характеризовалась заметно более легким составом по δD, и более тяжелым составом по δ18O, образуя линию с меньшим наклоном (см. рис. 5.64). Рис. 5.64. Распределение значений δ18O и δD в поверхностных водах и термоминеральных источниках Восточной Чукотки: 1 –поверхностные воды, 2 –термы южной и восточной частей пова, 3 – термы южной части п-ова, 4 – термы центральных районов п-ова, 5 – линия соотношения δ18O – δD для терм юго-восточной части п-ова, 6 – линия соотношения δ18O – δD для центральной части п-ова (по Б. Г. Поляку и др., 2008) Эти термы тяготеют к Колючинско-Мечигменской депрессии (рис. 5.65, а). Минимальные значения δD в водах источников КолючинскоМечигменской зоны представляют их явную региональную специфику, которая поддерживается и другими изотопно-геохимическими особенностями тех же источников, отличающими их от разгружающихся за пределами депрессии. Важными изотопно-геохимическими особенностями источников Колючинско-Мечигменской зоны являются обогащение их газовой фазы углекислотой, а также присутствие в этой фазе гелия и азота. Наиболее вероятной причиной дефицита дейтерия в термах по сравнению с поверхностными водами, по мнению Б.Г.Поляка с соавторами (2008), является участие в их формировании водного компонента с низкими значениями δ18O и δD – ниже, чем в поверхностных водах исследуемого района. 180 Такие значения характерны, например, для подземных льдов: позднеплейстоценовые подземные льды на Чукотке в целом на 3-7‰ легче современных (Васильчук, 1992), что связано с более холодным климатом в прошлом. Рис. 5.65. Латеральная изменчивость значений δD в водах термоминеральных источников Восточной Чукотки (по Б. Г. Поляку и др., 2008): изолиниями оконтурена “Сенявинская” отрицательная аномалия (а), показана зависимость значений δD от долготы пункта опробования (б): 1 – речные воды, 2– ручьи, 3 – термы. Овалом выделено поле значений для речных вод. Источники: 1 – Чаплинские, 2 – Сенявинские, 3 – Аракамчеченские, 4 – Кивакские, 5 – Кукуньские, 6 – Мечигменские, 7 – Бабушкины Очки, 8 – Туманные, 9 – Дежневские, 10 – Нэшканские, 11 – Тэюкейские, 12 – Куб, 13 – Вытхытявеемские, 14 – Оранжевые, 15 – Оленьи, 16 – Арэнышкынваамские, 17 – Нэльпыгенвеемские, 18 – ВерхнеНунямовеемские, 19 – Синевээмские, 20 – Гетлянгенские, 21 – Ступенчатые, 22 – Ионийские минеральные, 23 – Печингтанваамские. Тем не менее, участие подземных льдов в формировании гидротерм Б.Г.Поляку кажется маловероятным, т.к. эти льды, согласно исследованиям Ю.К.Васильчука (1992, 2012) характеризуются очень низкой минерализацией (в среднем 35-69 мг/л). 181 Смешение вод, образующихся при таянии таких льдов с инфильтрующимися метеогенными водами, т.е. двух пресных компонентов не может создать минерализованные воды, разгружающиеся в термальных источниках. Сопоставление данных по изотопному составу и хлору в водах гидротерм не поддерживает гипотезу и о примешивании морских вод: соотношение значений δD и концентрации Cl показало отсутствие корреляции (рис. 5.66). Рис. 5.66. Соотношение значений δD и Cl- в гидротермах Восточной Чукотки (по Б.Г. Поляку и др., 2008) Судя по изотопным характеристикам и общей минерализации, глубинный компонент гидротерм представляет собой подмерзлотные воды, которые являются хорошо гомогенизированной метеогенной инфильтрационной водой, достаточно долго находящейся в порово-трещинном пространстве пород, в зоне относительно замедленного водообмена, и приобретшей заметную минерализацию (Поляк и др., 2008). Таким образом, судя по изотопным данным гидротермы Колючинско-Мечигменской зоны на Чукотке сформировались в результате смешения локальных метеорных вод и изотопно-легкой глубинной подмерзлотной воды. Исследование изотопного состава газирующих азотом гидротерм Байкальской рифтовой зоны показало атмосферное происхождение термальных вод (Замана, 2012). Ранее некоторые из них считались эндогенными. Изотопные исследования показали, что вариации δ18O и δD в 182 водах гидротерм составляют от –13,2 до –19,6‰ и от –108 до –190‰, соответственно, при значениях δ18O и δD для вод атмосферных осадков, рек и озер Восточной Сибири от –9 до –20‰ и от –65 до –190‰, соответственно. Седиментационные морские и магматогенные воды имеют существенно более тяжелый изотопный состав водорода и кислорода. Сравнение с азотными гидротермами других районов (Сихотэ-Алинь, Камчатка) показало близкое расположение значений изотопного состава к ГЛМВ (рис. 5.67). Рис. 5.67. Диаграмма δ18O и δD для азотных гидротерм (по Л.В.Замане, 2012): 1 – Байкальской рифтовой зоны; 2 – Сихотэ-Алиня; 3 – Паратунки (Камчатка) Исследование пяти термальных источников Баунтовской группы (Баунтовский, Бусанский, Могойский, Точинский, Шуриндинский) с наиболее высокой температурой воды (от 52 до 83 оС) также показали, что изотопный состав терм соответствует метеорным водам, хотя и несколько обогащены тяжелыми изотопами. Графически это выражается в более пологом наклоне линии соотношения 18 δ O – δD по сравнению с ГЛМВ (рис. 5.68). Изотопное обогащение в данном случае объясняется испарением терм в местах их разгрузки, что проявлялось в виде столбов пара над выходами терм. Также подобные сдвиги объясняются кислородным обменом с вмещающими породами. Как правило, азотные термальные воды залегают в кристаллических алюмосиликатных породах. Рис. 5.68. Соотношение δ18O и δD в азотных термах Баунтовской группы, Байкальская рифтовая зона (по Л.В.Замане, 2012) 183 Л.В.Замана (2012) проанализировал взаимосвязь изотопного состава терм с температурой, их минерализацией и содержанием растворенной кремнекислоты, т. е. с теми физико-химическими параметрами, которые наиболее показательны для оценки взаимодействия воды с вмещающими породами. Была выявлена тенденция облегчения изотопного состава воды гидротерм с ростом концентраций в них кремнекислоты, что показывает изменение изотопного состава азотных терм при взаимодействии воды с вмещающими породами (рис. 5.69). Рис. 5.69. Зависимости между значениями δ18O, δD и растворенного кремния в азотных термах Байкальской рифтовой зоны (по Л.В.Замане, 2012) Выполненные изотопные измерения показали, что в случае азотных гидротерм система вода – порода развивается в целом в сторону облегчения изотопного состава воды (Замана, 2012). Проведенное исследование показало, что азотные гидротермы Байкальской рифтовой зоны имеют атмосферное происхождение, а не эндогенное, изотопный сдвиг относительно ГЛМВ в них объясняется взаимодействием с вмещающими породами и отделением пара, а обогащение воды кремнекислотой приводит к облегчению ее изотопного состава. Контрольные вопросы 1. Назовите физические процессы, влияющие на изотопный состав гидрологических систем. 2. Для чего применяется анализ изотопов водорода и кислорода при исследованиях гидрологических систем? 3. Какому изотопному распределению соответствует соотношение значений D и 18O в большинстве рек мира? 184 4. Какие факторы в основном влияют на сезонные вариации значений 18O в крупных реках? 5. Чем может быть обусловлен обратный сезонный изотопный эффект в реках альпийской зоны? 6. Назовите реки, изотопный состав которых показывает прямой и обратный изотопный эффект. 7. Каковы средние значения 18O воды р.Дунай в верхнем течении и в среднем течении и чем объясняется различие изотопного состава? 8. Какой сезонный изотопный эффект (прямой или обратный) отмечается в воде Дуная в районе Вены и чем это обусловлено? 9. Какова доля участия (в %) альпийских притоков в годовом стоке Дуная в районе Вены? 10. Что является основным источником питания р.Рейн в верхнем течении? 11. Чем определяется изотопный состав воды р.Рейн в нижнем течении? 12. В какие месяцы года в воде р.Колымы было зафиксировано резкое снижение значений 18O до минимального значения и с чем это связано? 13. Как соотносятся пик наиболее изотопно отрицательных значений 18O в воде р.Колымы и максимальные значения объема стока? 14. В чем заключается различие годового распределения состава воды р.Колымы и впадающих в нее малых рек? 15. Как различаются значения δ18O воды р.Маккензи в верховьях, в среднем течении и в низовьях. 16. Как влияет на изотопный состав р.Маккензи впадение горных притоков? 17. Чем обусловлен более низкий наклон линии соотношения значений δ18O – δD в воде р.Маккензи по сравнению с ГЛМВ и ЛЛМВ? 18. Какая зависимость изотопного состава воды и объема стока была выявлена в устьевой части р.Маккензи и чем она обусловлена? 19. Какая из исследованных рек Сибири характеризуется наиболее тяжелым изотопным составом и какая – наиболее изотопически легким? 20. С каким изотопным эффектом для атмосферных осадков связано снижение значений δ18O и δD в реках Сибири при движении с запада на восток? 21. Какая существует зависимость наклона линии соотношения δ 18O – δD в воде арктических рек и площади болот в пределах водосбора? 185 22. Для каких арктических рек получена строгая линейная корреляция значений δ18O и объемов стока (ΔQ)? 23. В чем различие в преимущественном питании р.Юкон и сибирских рек на основании данных по определению трития в водах исследуемых рек? 24. В чем проявляются особенности изотопного состава малых рек (по сравнению с крупными реками)? 25. Как изотопный состав ливней повлиял на изотопный состав ручья Лиенбах в Баварских Альпах? 26. Как изменились значения 18О в воде р.Протвы после выпадения изотопически тяжелого дождя, прошедшего в ночь с 4 на 5 июля 2011 года и как долго прослеживался этот изотопный импульс? 27. Как изменился изотопный состав воды р.Сетунь в пиковый период снеготаяния и с чем это связано? 28. Как мониторинг изотопного состава воды реки в черте города может выявить поступление в реку промышленных сбросов или сточных вод? 29. Какие факторы влияют на изотопный состав речного льда? 30. Каково соотношение изотопного состава воды реки и льда, сформировавшегося из нее? Приведите примеры. 31. Как изменяется изотопный состав речного льда рек Арктики по вертикали и с чем это связано? 32. Каковы вариации значений δ 18О в океанических водах? 33. В чем проявляется опресняющее действие талых ледниковых вод, выявленное во фьорде Конгсфьорден в Норвегии? 34. Как изотопные данные, полученные по толще воды Атлантического океана в районе канала Вима и разлома Чейн, отражают степень распространения Антарктических донных вод (АДВ)? 35. Что представляет собой линейная модель смешения пресных и морских вод в эстуарной зоне? Приведите примеры такой модели для рек Европы и России. 36. Какая модель смешения выявлена в устье р.Волги и чем она обусловлена? 37. На каком расстоянии от устья прослеживается влияние изотопного состава воды крупных рек в устьевых частях? Приведите примеры. 38. Какова зона влияния пресных вод р.Яшамба на изотопный состав поверхностной воды Черного моря? 39. Чем объясняется быстрое угасание влияния небольших рек, впадающих в Черное море? 40. Из каких компонентов складывается водный баланс озера? 186 41. Какие озера характеризуются изменением изотопных характеристик во времени? Приведите примеры. 42. Что является основным источником питания р.Нарын, малых рек и подземных вод, питающих Токтогульское водохранилище в Киргизии, судя по полученным изотопным данным? 43. Чем объясняется малая изменчивость изотопного состава воды р.Нарын в течение года по сравнению с изотопным составом атмосферных осадков? 44. Какова доля талых ледниковых вод в стоке р.Нарын по результатам разделения гидрографа? Чем обусловлено небольшое облегчение изотопного состава воды Токтогульского водохранилища по сравнению с водой основной питающей р.Нарын? 45. Какие зоны выделяются в толще воды меромиктических озер? 46. Каковы особенности распределения солености и изотопного состава в зоне миксолимниона, хемоклина и монимолимниона? 47. Какое озеро из пяти на побережье Белого моря в районе биологической станции МГУ отнесено к типично меромиктическим на основе изотопных исследований? Поясните почему. 48. Являются ли оз. Кисло-Сладкое и оз. на Зеленом Мысу на побережье Белого моря в районе биологической станции МГУ типично меромиктическими судя по распределению изотопного состава и солености? 49. Чем отличается линия испарения озера от ГЛМВ? 50. Для какого озера – Байкал или Хубсугул – испарение играет большую роль, и как это было установлено с помощью изотопных методов? 51. Из какой воды, судя по изотопным данным, сформировался лед озера на Зеленом Мысу на побережье Белого моря в районе биологической станции МГУ? 52. На основании чего был сделан вывод, что лед озер Нижнее Ершовское и Верхнее Ершовское на побережье Белого моря в районе биологической станции МГУ формировался преимущественно из атмосферных осадков? 53. Каково различие в изотопном составе озерного льда и озерной воды при быстром формировании льда в неравновесных условиях? 54. Какие компоненты озерных отложений часто используются для изотопного анализа и палеоклиматических реконструкций? 55. Какой палеоклиматический сигнал был выявлен при сопоставлении изотопной кривой по аутигенным карбонатам по оз. Гостяж с изотопно-кислородными записями по ледниковым кернам Гренландии? 187 56. Как связан изотопный состав поверхностных водоемов и атмосферных осадков? 57. Как изменяется изотопный состав осадков и поверхностных вод в Коста-Рике при движении от Карибского моря к горным районам и чем это объясняется? 58. С чем связано повышение значений дейтериевого эксцесса (dexc) в воде рек и озер Никарагуанской котловины Коста-Рики при удалении от побережья вглубь страны? 59. Чему соответствуют значения 18O в поверхностных водах Панамы на побережье Карибского моря? 60. Какие изотопные градиенты были выделены для поверхностных вод Панамы? 61. Какая связь выявлена для изотопного состава осадков и сталагмитов в Панаме и чем она объясняется? 62. Как проявляется облегчение изотопного состава поверхностных вод Дальнего Востока при движении от побережья Японского моря на север вглубь континента и с чем оно связано? 63. Как связан изотопный состав подземных вод Дальнего Востока с изотопным составом осадков и какой изотопный эффект выявлен в подземных водах? 64. Как изотопные методы исследования позволяют выявить утечки воды из водохранилища? 65. Как в графическом виде выразилось наличие связи воды водохранилища и подземных вод ниже по течению (на примере Бразилии)? 66. Какова зона влияния воды водохранилища в Тунисе на подземные воды, судя по изотопным данным? 67. Какие особенности взаимодействия подземных и поверхностных вод в Того были выявлены с помощью изотопных методов? 68. Какую информацию может дать изотопный анализ вод геотермальных источников? 69. Чему, как правило, соответствует изотопный состав большинства геотермальных систем мира? 70. Чем обусловлено часто наблюдающееся изотопное обогащение геотермальных вод относительно изотопного состава локальных метеорных вод? 71. Чем объясняется более тяжелый по сравнению с метеорными водами изотопный состав геотермальных вод в Йелоустоунском национальном парке (район оз.Хёат) и на г.Спюр на Аляске? 72. Каковы особенности изотопного состава геотермальных вод вблизи морских побережий? Приведите примеры геотерм, в формировании которых принимали участие морские рассолы. 188 73. Какое соотношение δ18O - δD характерно для геотермальных вод кальдеры Узон на Камчатке и чем это обусловлено? 74. Как отличается изотопный состав пара и его конденсат от изотопного состава геотермальных вод? 75. Каково различие изотопного состава воды и пара гидротерм Камчатки и с чем это связано? 76. Каково происхождение гидротерм Колючинско-Мечигменской зоны на Чукотке судя по изотопным данным? 77. Какое происхождение (метеорное или эндогенное) имеют азотные гидротермы Байкальской рифтовой зоны судя по изотопным данным? 189 Глава 6. Использование изотопного метода для палеоклиматических построений Наличие связи изотопного состава осадков и поверхностных вод с температурой дает возможность использовать изотопный метод как палеотермометр в палеоклиматических и палеоэкологических исследованиях. В палеоклиматологии и палеогеографии наиболее удобными объектами для изучения являются морские фораминиферовые колонки, мощные подземные и наземные льды (Котляков, Гордиенко, 1982; Хёфс, 1983; Фор, 1989; Васильчук, Котляков, 2000; Ферронский, Поляков, 2009; Васильчук, 2006, 2012). 6.1. Морские фораминиферовые колонки и палеотемпературные диаграммы Основой для непосредственного получения палеотемпературной характеристики по содержанию 18О в морских фораминиферовых колонках служит выраженная связь изотопного состава с температурой воды, установленная Г.К.Юри и С.Эпстайном с коллегами (Эпстайн и др., 1956): tо = 14,8 – 5,4118Oк. По предложению Г.К.Юри Ч.Эмилиани взялся за изучение изотопного состава панцирей фораминифер, он первым выполнил фундаментальные исследования изотопного состава фораминифер по восьми глубоким скважинам со дна Карибского моря. Ч.Эмилиани дал нумерацию изотопным стадиям (четные, обогащенные 18O, – холодные; нечетные, обедненные тяжелым кислородом, – теплые), выделенным им на нескольких колонках Карибского моря и Атлантического океана. Сводная палеотемпературная кривая, построенная Ч.Эмилиани по данным изотопного кислородного анализа планктонных фораминифер из глубоководных колонок, была дополнена в 1966 г. материалами, демонстрирующими колебания поверхностных температур в низких широтах Атлантического океана и примыкающих к нему морей за последние 425 тыс. лет (рис. 6.1). Границы между стадиями чаще всего проведены посредине между соседними минимумами и максимумами. Ч.Эмилиани назвал границы “анатермалами”, если значения 18O на границе уменьшаются, и “кататермалами”, если они увеличиваются. Границы, разделяющие резко выраженные изотопные максимумы и минимумы, по предложению У.Брёкера и Дж. Ван Донка названы “терминациями”, они нумеруются римскими цифрами по мере увеличения возраста. 190 Рис. 6.1. Температурная диаграмма, составленная по изотопно-кислородным фораминиферовым кернам Карибского моря (по C.Emiliani, 1955). Нечетными номерами показаны теплые изотопные стадии, четными номерами – холодные изотопные стадии Подразделения, ограниченные двумя терминациями и состоящие либо из двух, либо из четырех изотопных стадий, принято называть “ледниковыми” циклами и обозначать большими латинскими буквами. Теплые стадии 5 и 7 были подразделены на подстадии, получившие обозначения от 5a до 5e и от 7a до 7e. В течение последнего 1 млн. лет выделено 10 полных “ледниковых” циклов и 11 терминаций. Внутри циклов изотопно-кислородные кривые имеют также пилообразную форму. Наиболее полные и протяженные изотопно-кислородные кривые, датируемые четвертичным периодом в Тихом океане – V28-238 и V28-239, а в Атлантическом океане – V16-205, в Индийском океане – DSDP. Изотопнокислородные исследования позволили составить сводную температурную диаграмму для периода более 540 млн. лет (рис. 6.2). Рис. 6.2. Температурная диаграмма, составленная по изотопно-кислородным данным: для периода 542 - 65 млн. лет назад составлено по D.Royer et al., 2004; для периода 65 - 5.5 млн. лет назад по J.Zachos et al., 2001; для периода 5.5 млн. - 420 тыс. лет назад по L.Lisiecki, M/Raymo, 2005; для периода 420 - 12 тыс. лет назад по J. Petit et al., 1999. http://commons.wikimedia.org/wiki/File:All_palaeotemps.png) 191 Согласно данным, полученным изотопными методами, амплитуда изменений глобальной температуры Земли составила примерно 10оС, при этом наиболее высокие значения приходятся на кембрий и эоцен, а наиболее низкие на пермь и плейстоцен. Изотопно-кислородные данные по палеопочвам, фитопланктону, костям млекопитающих, и другим углеродсодержащим объектам, подкрепленные модельными геохимическими расчётами, позволили восстановить палеотемпературную кривую, начиная с 542 до 65 млн. лет (Royer et al., 2004). Из более 40 донных колонок из скважин, выполненных по проектам донного бурения DSDP и ODP, датированных от 65 млн. лет до плиоцена и до современности был проанализирован изотопно-кислородный состав, что позволило построить палеотемпературную кривую, начиная с 65 млн. лет (Zachos et al., 2001). По бентосным фораминиферам, изотопически изученным в 57 донных колонках Атлантического, Тихого и Индийского океана удалось реконструировать палеотемпературу плиоцен-раннеплейстоценового времени (Lisiecki, Raymo, 2005). Анализ изотопно-кислородных и дейтериевых характеристик Антарктических льдов позволил получить палеотемпературы для последних 420 тыс. лет (Petit et al., 1999). Анализ данных по содержанию 18О в поверхностных и подземных льдах позволяет решить ряд вопросов палеоклиматической и палеогеографической интерпретации вариаций тяжелых изотопов. 6.2. Подземные льды Основой для непосредственного получения палеотемпературной характеристики по содержанию 18О и D в геокриологических системах служит преимущественно атмосферное питание большинства подземных льдов и, прежде всего, повторно-жильных. Поиск взаимосвязи изотопных характеристик повторно-жильных льдов с температурными параметрами окружающей среды стал одним из важнейших ключей к палеотемпературным реконструкциям в геокриологии. На основе изучения сотен образцов из современных ледяных ростков были составлены уравнения регрессии, связывающие изотопные характеристики повторно-жильных льдов и температурные параметры (Васильчук, 1992; Vasil’chuk, 2013). Значения 18O в современных жилках, в общем, совпадают со средними зимними температурами, что удобно при сопоставлении данных в палеотемпературных реконструкциях. Наиболее представительными разрезами едомных массивов (т.е. позднеплейстоценовых синкриогенных толщ с мощными повторно-жильными льдами) на севере Западной Сибири является Сеяхинский полигональножильный комплекс, а на севере Якутии полигонально-жильный комплекс Дуванного Яра. 192 6.2.1. Западная Сибирь Сеяхинский полигонально-жильный комплекс. Протяженность этого обнажения вдоль побережья Обской губы на восточном побережье Ямала (70 о с.ш., 72о в.д.) более 4 км, его высота 22-24 м над урезом губы. В криолитологическом строении четко выделяется две части: нижняя мощностью 12-15 м с полигонально-жильными льдами шириной до 3 м и верхняя мощностью 9-12 м с узкими ледяными жилами – шириной до 1-1,5 м. Вмещающие отложения представлены в нижней части обнажения торфом, в верхней – оторфованными супесью и песками (рис. 6.3). Изотопный состав. Значения 18O в жильном льду варьируют от –25,0 до –20,4‰ (в среднем по 72 образцам –23,3‰). Дейтерий был проанализирован в 10 образцах, его содержание колеблется от –189 до –153,3‰ (среднее значение D = –175,5‰). Рис. 6.3. Изотопно-кислородная диаграмма и радиоуглеродные датировки полигонально-жильного органо-минерального комплекса в толще третьей лагунно-морской террасы в устье р.Сеяха (Зеленая), на восточном побережье Центрального Ямала (по Ю.К.Васильчуку, 2006): 1 – песок; 2 – супесь; 3 – торф; 4 – сингенетические позднеплейстоценовые повторно-жильные льды; 5 – AMSдатировки тонких примесей органики во льду ледяных жил; 6 – местонахождение лагунноморских фораминифер; 7 – радиоуглеродные датировки; 8 – определения 18O: а – во льду жил, б – в текстурообразующем льду из вмещающих жилы отложений Линейная взаимосвязь между 18O и D, строго коррелирующая с линией метеорных вод, указывает на атмосферное происхождение воды  источника повторно-жильного льда. В современных ледяных жилах значения 18O 193 варьируют от –16,6 до –18‰, а значения D составляют около –130‰, т.е. современные жилы изотопически более тяжелые. Возраст. Возраст этого обнажения был определен двумя способами: по радиоуглеродному датированию вмещающих отложений и по AMS 14C радиоуглеродному датированию микровключений льда. Результаты определений таковы: на высоте 0,2 м над урезом Обской губы 31200 ± 90 лет (Hela-201) и на высоте 21,2 м (на глубине 0,8 м) 11620  90 лет (Hel-3942). Это позволяет заключить, что период накопления отложений, вскрываемых сингенетическими жилами в Сеяхинском разрезе, начался не ранее 31–26 тыс. лет назад и продолжался до 11 тыс. лет назад. AMS-даты показали, что повторно-жильные льды в нижней части разреза формировались около 22–21 тыс. лет назад, в средней – около 15 тыс. лет назад, а в верхней, вероятно, около 11 тыс. лет назад (см. рис. 6.3). Палеотемпературная интерпретация. Значения среднезимних палеотемператур реконструированы с помощью ранее (Васильчук, 1992) выведенных простых соотношений: tcр.зимн. = 18O (±2оC) и tcр.янв. = 1,518O (±3оC), полученных на основе сравнения современного распределения среднезимних температур и значения 18O в современных ледяных жилах. Значения 18О в современных ростках повторно-жильных льдов близ пос. Сеяха изменяются от –16,6 до –18,7‰ (средние значения составляют –18,0‰). Выполненные палеореконструкции показали, что время формирования прямо датированных по радиоуглероду ледяных жил на востоке п-ова Ямал (по крайней мере, 22-14 тыс. лет назад) характеризовалось существенно более суровыми зимами – среднеянварские температуры были холоднее современных на 6-9оС. 6.2.2. Якутия Полигонально-жильный комплекс Дуванного Яра. Дуванный Яр – это хорошо известный, во многом уникальный, разрез толщи Омолоно-Анюйской едомы, заключающий в себе многочисленные палеоиндикаторы и палеопризнаки состояния окружающей среды в Сибири в позднем плейстоцене. Разрез расположен в северной Якутии в низовьях р.Колымы (69o с.ш., 158o в.д.), примерно в 160 км от ее устья, в зоне типичной лесотундры. Обнажение тянется более чем на 10 км вдоль правого берега р.Колымы. Высота обнажения год от года варьирует от 44 до 55 м в зависимости от неоднородного вскрытия и разрушения повторно-жильного льда. Существуют две явно выраженные части в большинстве фрагментов разреза: верхние 15-20 м с незначительным содержанием органического материала и нижние 25-35 м, где органика концентрируется в виде 2-3 и более горизонтальных линз и прослоев мощностью до 0,5 м. В основании разреза 194 залегают серые суглинки, в нижней части разреза обычно вскрываются 3-4 горизонта оторфованных отложений. В верхней части разреза отмечается переслаивание торфяных горизонтов и серых суглинков. В нижней части разреза ледяные жилы широкие (до 2-3,5 м шириной), расстояние между ними 10-15 м, а в верхней части разреза они узкие (до 1-1,5 м), расстояние между жилами здесь сокращается до 4-6 м. Изотопный состав. В изотопной характеристике жильного льда выделяется сравнительно небольшой разброс значений 18O верхнего фрагмента от –32,2 до –28,7‰ (рис. 6.4, а), а в основной массе (свыше 80% образцов) они варьируют в пределах 1,5‰ (от –31,7 до –30,2‰). В шлирах текстурообразующего льда в нижней части разреза значения 18O изменялись от –28,7 до –22,2‰, тогда как в жильных льдах нижнего фрагмента величина 18O варьировала лишь от –32,7 до –30,1‰ (рис. 6.2, б). Обращает на себя внимание синфазность диаграмм распределения 18О и D по разрезу и незначительные вариации значений dexc, которые в основном изменяются от 3,4 до 8,1‰ (только в единичных случаях значения dexc оказались больше 10‰), а, как мы помним, в идеальном уравнении Х.Крейга дейтериевый эксцесс равен 10‰. Следовательно, можно уверенно говорить об атмосферном происхождении воды, служившей источником повторножильного льда, и о весьма однородных условиях формирования его изотопного состава. Возраст. Основная часть едомной толщи Дуванного Яра формировалась в период 40-13 тыс. лет назад (Васильчук, 2006), т.е. охватывала временной интервал, который разбивается в традиционных климатостратиграфических схемах на несколько эпох потеплений и похолоданий. Для датирования толщи Дуванного Яра были использованы все виды органического материала (рассеянная растительная органика, торф, почва, древесина, кости животных, корешки и стебельки). Согласно методике интерпретации радиоуглеродных датировок, предложенной Ю.К.Васильчуком (2006), основанной на выборе наиболее молодых дат, формирование основной части повторно-жильного комплекса началось около 35-37 тыс. лет назад и закончилось около 13-10 тыс. лет назад. Палеотемпературная интерпретация. Диапазон изменений 18O за период более чем в 20 тыс. лет в ледяных жилах Дуванного Яра незначителен, т.е. геокриологические условия формирования жильного комплекса были стабильны. Полученные данные свидетельствуют о том, что значения 18O в текстурных льдах из вмещающих жилы пород имеют скорее не климатическую, а фациальную природу, поскольку изменения 18O в текстурных льдах отмечаются в пределах одного цикла накопления жильного комплекса: от –27,9‰ в нижней части субаквальных супесей до –22,2‰ в оторфованном субаэральном горизонте. 195 Рис. 6.4. Строение криолитологического разреза синкриогенных позднеплейстоценовых отложений Дуванного Яра на северо-востоке Якутии (а – верхняя половина разреза, б – нижняя половина разреза) и изотопно-кислородные диаграммы по образцам из мощных повторножильных льдов (по Ю.К.Васильчуку, 1992, 2006): 1 – супесь; 2 – торф и корешки; 3 – сингенетические повторно-жильные льды; отбор образцов на радиоуглеродный анализ: 4 – торф и корешки, 5 – веточки, 6 – кости С учётом ранее полученных данных можно утверждать, что на протяжении всего периода формирования Дуванноярская едома находилась в условиях стабильного климатического режима, а некоторые её изменения обязаны только колебаниям базиса эрозии и, связанным с этим изменением фациальной обстановки. Можно также утверждать, что 40-13 тыс. лет назад, среднезимние температуры здесь были, по крайней мере, не выше –32...–29оC, а среднеянварские – не теплее –48...–44оC. Возможно, в экстремально холодное время они были еще на 2–3оС холоднее. 196 6.3. Наземные льды Использование ледникового льда для палеореконструкций стало возможно с развитием техники глубокого кернового бурения с начала 50-х годов 20 в. В последующие годы были выполнены крупные международные гляциологические проекты, непременно включавшие глубокое бурение ледников с отбором керна для изотопных определений кислорода и водорода. Глубокие керны, мощностью 2-3 км, полученные в Гренландии и Антарктиде датировались в верхней части по подсчету годовых слоев, в средней и нижней частях – расчетным путем по модели растекания льда. Наиболее детальные изотопно изученные ледниковые записи получены на станциях Кемп Сенчури, NGRIP и Саммит в Гренландии и Восток и Купол C (EPICA) в Антарктиде. По отдельным образцам льда из керна Кемп Сенчури в Гренландии В.Дансгор провел изотопный анализ дейтерия и получил близкую линейную корреляцию с изотопно-кислородными данными (D = 8,0 18О+12), которая не зависела от времени формирования. Детальный анализ ледяного керна из скважины ясно показал, что материковые ледники Антарктиды и Гренландии могут обеспечить непрерывную климатическую летопись, охватывающую многие сотни тысяч лет. 6.3.1. Гренландия Станция Саммит. База Саммит расположена в центральной части Гренландии (72о58´ с.ш., 37о64´ з.д.), в 1990 г. здесь началось глубокое керновое бурение, в 1992 г. скважина была пробурена до скального основания. Положение скважины на ледоразделе (скважина удалена от восточного побережья острова на 550 км, и находится на высоте 3240 м над ур. моря) практически исключало сколько-нибудь заметное горизонтальное движение льда и отклонение характера растекания льда от простой модели. Скважина глубиной 3028,8 м пробурена электромеханическим буром, керн отобран практически полностью. Нижние 6 м представляли собой заиленный лед с гравием и щебнем. Температура льда на забое скважины –9оС. Крупномасштабные деформации придонных частей ледника, возникающие изза неоднородностей скального ложа, вряд ли существенны в районе ст. Саммит, поскольку подледное ложе в этом районе имеет слабый уклон (менее 40 м на 1 км), а ледораздел в позднем плейстоцене, вероятно, находился всего в 5 км от ст. Саммит, поэтому перемещение льда было очень незначительным. Изотопный состав. Полученный керн распилен на образцы длиной 0,55 м и отправлен в кернохранилище в Копенгаген, где он хранился при температуре –25оС. В.Дансгор с соавторами (Dansgaard et al., 1993) определили содержание стабильных изотопов кислорода по 50 тыс. образцам, и получили непрерывный изотопный профиль (рис. 6.5). 197 Возраст. Вплоть до глубины 1800 м удалось проследить непрерывную серию годовых слоев, охвативших 14,5 тыс. лет. Ниже временная шкала рассчитывалась с помощью интегрального уравнения (для расчета возраста льда использована модель вязкопластичного растекания льда В.Дансгора и С.Йонсена). Рис. 6.5. Изотопно-кислородная диаграмма по скважине Саммит в центральной части Гренландии (по Dansgaard et al., 1993): а – верхние 1500 м, где вскрывается голоценовый лёд; б - нижние 1500 м, где вскрывается позднеплейстоценовый лёд: справа даны названия интерстадиалов европейской континентальной палинологической шкалы. Каждая точка представляет отрезок в 2,2 м ледникового керна и осредняет десятки образцов 198 Одна из главных посылок, положенных в основу расчета, заключается в том, что все годичные прослои в толще льда сохранились в непрерывной последовательности и утончаются вниз в соответствии с величиной вертикальной деформации, зависящей от глубины, которая описана вязкопластичной моделью. Таким образом, ледяной керн позволил изучить интервал времени более 250 тыс. лет. Палеотемпературная интрепретация. Непрерывная запись 18O в верхних 3000 м керна представлена на рис. 6.5 двумя разными линейными масштабами. В верхней половине записи (см. рис. 6.5, а) каждое значение 18O, осреднено за период в несколько лет. Ниже каждый образец характеризует толщу, накопившуюся примерно за 20 лет. Изотопная запись демонстрирует стабильность климата в течение последних 10 тыс. лет, за исключением изотопного минимума 8210  30 лет назад. Напротив, в нижней половине преобладают значительные и резкие сдвиги. Справа от кривой значений 18O приведены названия интерстадиалов, выделенных по палинологическим данным в отложениях Западной Европы – это деление позднеплейстоценового цикла в европейской терминологии. Колебания значений 18O в ледниковом керне Саммит в линейном временном масштабе были сопоставлены с изотопной кривой станции Восток в Антарктиде (рис. 6.6). На этой диаграмме вертикальная линия соответствует среднему значению 18O в центре Гренландии для голоцена (–35‰). Рис. 6.6. Выполненное В.Дансгором (Dansgaard et al., 1993) сопоставление изотопнокислородной диаграммы скважины Саммит (а) с кривой распределения 18O в скважине ст. Восток в Антарктиде (б) 199 Генерализованная кривая 18O по керну скважины Саммит имеет много общих черт с конфигурацией палеоклиматической записи ледяного керна Востока. В изотопно-кислородной записи из скважины Саммит содержатся сигналы, периодичность которых совпадает с длительностью двух циклов на кривой инсоляции М.Миланковича: с длительностью 41 тыс. лет (определяемого углом наклона эклиптики) и значительно более слабый периодический сигнал с длительностью 2418 тыс. лет (определяемого прецессией, т.е. разницей расстояния между Землей и Солнцем). Стадия 5е (см. рис. 6.6) – скорее всего интергляциал, резко прерывавшийся несколько раз прохладными периодами. Их можно охарактеризовать как относительно прохладные, длительностью около 2 и 6 тыс. лет. Они подразделяют изотопную стадию 5е (классический эем) на три части. Изотопная кривая по станции Саммит значительно отличается от большинства климатических кривых, построенных по глубоководным кернам, на которых эем выделяют как теплый и стабильный период. Это может быть связано и с тем, что глобальные климатические изменения резче выражены в высоких широтах, чем например, в Западной Европе. Однако в Северной Атлантике в точках с высокой скоростью накопления осадков, например, в керне V28-56 из Норвежского моря, на стадии 5е также были обнаружены значительные флуктуации. По изотопной кривой из скважины Саммит с высокой степенью уверенности можно сделать вывод, что, за исключением голоцена, последние 230 тыс. лет в Северной Атлантике отличались крайней нестабильностью. Это относится и к вислинскому (вюрмскому, висконсинскому, зырянскому) похолоданию (морские изотопные стадии от 2 до 5д), и к эемскому (казанцевскому, микулинскому) относительному потеплению (5е). Нижняя часть полученного в 2004 г. керна NorthGRIP в Гренландии глубиной более 3000 м относится ко эемскому (казанцевскому, микулинскому) времени, что позволило уточнить реконструкции условий, существовавших около 120 тыс. лет назад. Диапазон вариаций 18О между эемским потеплением и последующим за ним периодом похолодания (рис. 6.7) составляет около 9‰. 6.3.2. Антарктида Станция Восток. Станция Восток расположена в центральной части Восточной Антарктиды (78о ю.ш., 106о в.д., 3490 м над уровнем моря). Средняя годовая температура воздуха здесь –55,5оС, за год накапливается всего около 23 мм снега в водном эквиваленте. Толщина льда превышает 3,7 км. Гляциологические условия района ст. Восток очень благоприятны для палеоклиматических реконструкций. 200 Рис. 6.7. Изотопная кривая по нижним 550 м ледникового керна NorthGRIP Высота поверхности льда в районе ст. Восток, расположенной вблизи от Восточно-антарктического купола, изменялась в позднем плейстоцене и голоцене не более чем на 100 м. Глубокие слои в районе ст. Восток могут представлять собой лёд, приходящий сюда из окрестностей купола В, расположенного на 300 м выше. Поверхностная скорость движения льда в районе ст. Восток по астрономическим данным составляет около 3 м/год и близка к расчётной, полученной из стационарной модели растекания льда. На станции Восток к настоящему времени пробурено пять скважин (бурение выполнялось термическим буром ТБЭС-132 и электромеханическим буром КЭМС-112, разработанным в Санкт-Петербурге). Наиболее детальная изотопная кривая, охватывающая около 400 тыс. лет получена по скважине 5Г. В январе 1998 г. эта скважина достигла 3623 м, дальнейшее бурение было остановлено из-за обнаружения на ложе большого озера. Бурение глубокой скважины 5Г продолжилось в 2005, 2007, 2010-2012 гг., в феврале 2012 г. буровой снаряд достиг поверхности озера. Мощность керна составила 3769 м. Изотопный состав. Детальный профиль дейтерия (Dльда) во льду (рис. 6.8), охватывающий четыре климатических цикла и покрывающий более 400 тыс. лет (Petit et al., 1999), подтвердил сходство основных особенностей четвертого и третьего изотопных циклов с двумя последующими. Значения D варьируют от –415 до –485‰, изотопный сдвиг между “гляциалами” и “интергляциалами” (это деление условно, так как ледниковый щит Антарктиды был и во время “гляциалов” и в “интергляциалы”) составляет около 60‰. Изотопное содержание (D или 18O) снега в Восточной Антарктиде линейно связано с температурой на уровне инверсии, где формируются осадки, и тем самым с температурой поверхности в точке их выпадения. 201 Рис. 6.8. Четыре полных изотопных цикла по данным ледяного керна скв.5г на ст.Восток (по Petit et al., 1999). Арабскими цифрами показаны изотопные стадии, выделяемые на океанических фораминиферовых диаграммах Палеотемпературная интерпретация. Общая амплитуда ледниковомежледниковых изменений температуры составила 8оС на уровне инверсии и около 12оС на ледниковой поверхности. Вариации температур, рассчитанные по содержанию дейтерия, очень похожи для двух последних периодов оледенений, а третий и четвертый климатические циклы в летописи ст. Восток имели меньшую длительность, чем два первых. Те же особенности наблюдаются и в глубоководных кернах, где третий и четвертый циклы распространяются на четыре периода прецессии орбиты, а два последних – на пять. В то же время для всех циклов наблюдается пилообразная последовательность теплых интергляциалов (стадии 11.3; 9.3; 7.5; 5.5), которые следуют за похолоданиями, причём степень похолодания резко возрастает и затем происходит быстрый возврат к следующему межледниковью. Самая холодная часть каждой ледниковой эпохи фиксируется перед её окончанием, за исключением третьей. Эта её особенность может быть связана с тем, что инсоляционный июньский минимум на 65о ю.ш. 255 тыс.лет назад имел более высокий уровень, чем, например, предыдущий 280 тыс. лет назад, или любые другие из изученных. 202 Минимумы температур для всех четырёх климатических циклов очень схожи. Самые высокие температуры стадии 7.5 были немного выше, чем в голоцене, а стадия 9.3 (где отмечено высокое значение содержания дейтерия, до –414,8‰) была, по крайней мере, такой же тёплой, как и стадия 5.5. В общем, климатические циклы по данным скважины на ст. Восток более однородны, чем в глубоководных кернах. Климатическая летопись показывает малую вероятность распада западного антарктического ледникового щита за последние 420 тыс. лет, она свидетельствует о малой предрасположенности центральных частей Восточной Антарктиды к радикальным изменениям. Сравнение изотопных диаграмм по керну со станций Восток и Саммит (см. рис. 6.6) показало их хорошее соответствие для последних 220 тыс. лет и более плавный характер антарктической кривой. В целом выявлено хорошее совпадение изотопных данных из Гренландии и Антарктиды, особенно за последние 40-50 тыс. лет (Jouzel et al., 1993; Bender et al., 1994). Отмеченные в Восточной Антарктиде интерстадиалы во многом совпадают с таковыми в Гренландии, что свидетельствует об общепланетарном характере происходивших процессов. Вместе с тем заметны и существенные различия: диапазон температур на ст. Восток составил примерно 6-7оС, а на ст. Саммит – 12оС, что ещё требует уточнения и объяснения. Полученный в 2004 г. глубокий керн EPICA на Куполе С в Антарктиде позволяет реконструировать палеотемпературы для последних 740 тыс. лет (EPICA community members, 2004). В верхней половине керна до 420 тыс. лет отмечается хорошее согласование изотопных вариаций с изотопной кривой по Востоку (рис. 6.9). Рис. 6.9. Сопоставление изотопной кривой EPICA с кривой станции Восток 203 В нижней части керна изотопные вариации несколько меньше, что требует дальнейшей интерпретации, но в то же время они свидетельствуют об устойчивой тенденции к увеличению амплитуды климатических изменений. Контрольные вопросы 1. На каком основании изотопный метод используется как палеотермометр в палеоклиматических и палеоэкологических исследованиях? 2. Какой изотопный состав соответствует четным и нечетным изотопным стадиям, выделенным Ч.Эмилиани? 3. Какова максимальная амплитуда изменения глобальной температуры Земли за все время ее существования, для каких периодов характерны экстремально высокие и экстремально низкие значения глобальной температуры? 4. Что является основой для непосредственного получения 18 палеотемпературной характеристики по содержанию О и D в геокриологических системах? 5. Что такое едомные толщи? 6. На что указывает линейная взаимосвязь между 18O и D в жильном льду Сеяхинского повторно-жильного комплекса? 7. Каков диапазон изменений 18O за период 22-14 тыс. лет назад в ледяных жилах Сеяхинской едомы, о каких геокриологические условиях формирования жильного комплекса это говорит? 8. Каков диапазон изменений 18O за период более чем в 20 тыс. лет в ледяных жилах Дуванного Яра, о каких геокриологические условиях формирования жильного комплекса это говорит? 9. Какие палеоклиматические выводы сделаны по изотопной кривой из скважины Саммит в Гренландии: климатические условия для последних 10 тыс. лет (голоцен) и какие климатические условия характерны для остальной части изотопной кривой? 10. Сколько климатических циклов выделено в изотопной летописи ст. Восток и какова общая амплитуда ледниково-межледниковых изменений температуры? 11. Сколько климатических циклов выделено в изотопной летописи ст. EPICA и какова общая амплитуда ледниково-межледниковых изменений температуры? 204 Литература основная Васильчук Ю.К. Изотопные методы в географии. Часть 2. Геохимия стабильных изотопов пластовых льдов. Том I. М.: Изд-во Московского университета. 2012. – 471 с. Васильчук Ю.К. Повторно-жильные льды; гетероцикличность, гетерохронность, гетерогенность. М.: Изд-во Московского университета. 2006. – 404 c. Васильчук Ю.К., Котляков В.М. Основы изотопной геокриологии и гляциологии. Учебник. М.: Изд-во Московского университета. 2000. – 616 с. Васильчук Ю.К., Васильчук А.К. Изотопные методы в географии. Часть 1. Геохимия стабильных изотопов природных льдов. Учебное пособие. М.: Изд-во Московского университета. 2011. – 222 с. Котляков В.М., Гордиенко Ф.Г. Изотопная и геохимическая гляциология. Л.: Гидрометеоиздат 1982. – 288 с. Ферронский В.И., Поляков В.А. Изотопия гидросферы Земли. М.: Научный мир, 2009. – 632 с. Craig H. Isotopic variations in meteoric waters // Science. 1961. N 133. P. 1702 – 1703. Dansgaard W. Stable isotopes in precipitation // Tellus. 1964. N16. P. 436 – 468. Литература дополнительная Буданцева Н.А., Бычков А.Ю., Чижова Ю.Н., Васильчук Ю.К. Распределение δ18О и δD в гидротермальных водах Камчатки // Вестник Моск. ун-та. Серия география. 2011. №3. С. 67 – 71. Бычков А.Ю. Геохимическая модель современного рудообразования в кальдере Узон (Камчатка). М.: Геос. 2009. – 124 с. Бычков А.Ю. Перенос и концентрирование элементов в гетерофазных гидротермальных системах / Автореферат диссертации на соискание учёной степени доктора геолого-минералогических наук. М.: МГУ. 2012. – 46 с. Васильчук Ю.К., Чижова Ю.Н., Папеш В., Буданцева Н.А. Высотный изотопный эффект в снеге на леднике Гарабаши в Приэльбрусье // Криосфера Земли. 2005. Том 9. № 4. С. 72 – 81. Васильчук Ю.К., Чижова Ю.Н. Высотный градиент распределения δ18О и δD в атмосферных осадках и в снежном покрове высокогорных районов // Криосфера Земли. 2010. Том 14. №1. С. 13 – 21. Васильчук Ю.К., Васильчук А.К., Чижова Ю.Н., Буданцева Н.А. Природа некоторых аномалий изотопного состава в снежном покрове горных 205 территорий и в мерзлых толщах // Материалы гляциологических исследований, вып. 91. 2001, С. 34 – 42. Васильчук Ю.К., Чижова Ю.Н., Папеш В. Тренд изотопного состава отдельного зимнего снегопада на северо-востоке Европы // Криосфера Земли. 2005. Том 9. № 3. С. 81 – 87. Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов (опыт палеогеокриологических реконструкций). М.: Изд. Отдел Теоретических проблем РАН, МГУ, ПНИИИС, 1992. В 2 – х томах. Т.1. – 420 с. Т.2. – 264 с. Васильчук Ю.К., Лисицын А.П., Буданцева Н.А., Краснова Е.Д., Пантюлин А.Н., Филиппов А.С., Чижова Ю.Н., Шевченко В.П. Изотопия кислорода и водорода воды и снежно-ледяного покрова отделяющихся водоёмов на разных стадиях изоляции от Белого моря в окрестностях ББС МГУ // Материалы научной конференции «Морская биология, геология, океанология междисциплинарные исследования на морских стационарах», посвященной 75-летию Беломорской биологической станции им. Н.А. Перцова. М.: МГУ. С. 53 – 56. Васильчук Ю.К. Новые данные о тенденциях и причинах изменения величины дейтериевого эксцесса в едином снегопаде // Доклады Академии Наук (в печати). Дубинина Е.О. Стабильные изотопы лёгких элементов в процессах контаминации и взаимодействия флюид-порода / Автореферат диссертации на соискание учёной степени доктора геологоминералогических наук. М.: ИГЕМ РАН. 2013. – 50 с. Есиков А.Д. Изотопная гидрология геотермальных систем. Наука. 1989. – 208 с. Замана Л.В. Изотопный состав водорода и кислорода азотных гидротерм Байкальской рифтовой зоны с позиции взаимодействия в системе вода – порода // Доклады Академии Наук. 2012. Т. 442. № 1. С. 102 – 106. Калмычков Г.В., Покровский Б.Г. Сравнительная О-Н-С изотопная характеристика озер Байкал и Хубсугул // XIX симпозиум по геохимии изотопов им. акад. А.П.Виноградова. Москва. Тезисы докладов. 2010. С.143 – 146. Кислов А.В. Теория климата. М.: МГУ. 1989. – 152 с. Кислов А.В. Климатология. 2011. М.: Академия. – 224 с. Лисицын А.П., Васильчук Ю.К., Шевченко В.П., Буданцева Н.А., Краснова Е.Д., Пантюлин А.Н., Филиппов А.С., Чижова Ю.Н. Изотопнокислородный состав воды и снежно-ледяного покрова отделяющихся водоемов на разных стадиях изоляции от Белого моря // Доклады Академии Наук. 2013. Том 449. №4. С. 467 – 473. Николаев В.И., Федоров В.М., Петрова С.Н. Научно-спортивная экспедиция "Millennium" (изотопно-геохимические исследования по маршруту 206 Пэтриот Хиллс – Южный полюс) // Материалы гляциологических исследований, вып. 90. 2001. С. 199 – 201. Поляк Б.Г., Дубинина Е.О., Лаврушин В.Ю., Чешко А.Л. Изотопный состав воды гидротерм Чукотки // Литология и полезные ископаемые. 2008. №5. С.480 – 504. Савенко А.В., Дубинина Е.О., Бреховских В.Ф. Изучение процессов смешения водных масс в устьевых областях рек на основе комплексной изотопно-химической методики // Физические проблемы экологии (Экологическая физика): Сборник научных трудов / Под ред. В.И. Трухина, Ю.А. Пирогова, К.В. Показеева. 2008. № 15. С. 304 – 312. Сакаи Х., Мацубая О. Изотопная геохимия термальных вод Японии и ее роль в распознавании природы рудообразующих растворов Куроко // Стабильные изотопы и проблемы рудообразования. М.: Изд-во “Мир”. 1977. С. 510 – 549. Токарев И.В., Поляков В.А., Самсонова А.А., Шило В.А., Толстихин Г. М., Нурбаев Т.Н., Жакеев Б.И., Шабунин А.Г., Алехина В.М. Исследование условий формирования водного баланса Токтогульского 2 18 водохранилища по изотопному составу воды ( Н,  О) // Изучение факторов формирования и оценка влияния водохранилищ НижнеНарынского каскада ГЭС на качество водных ресурсов бассейна реки Нарын изотопными методами (по результатам проекта МНТЦ КР1430, 2007-2010). Бишкек. 2010. С. 56 – 84. Ферронский В.И., Поляков В.А. Изотопия гидросферы. М.: Наука, 1983. – 277 с. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989. – 590 с. Харитонова Н. A., Челноков Г. А., Брагин И. В., Вах Е. А. Изотопный состав природных вод юга Дальнего Востока // Тихоокеанская геология. 2012. Т. 31. № 2. С. 75 – 86. Хёфс Й. Геохимия стабильных изотопов. М.: Мир, 1983. – 198 с. Чижова Ю.Н. Изотопно-геохимические особенности снежного покрова и ледникового льда в разных гляциологических условиях Приэльбрусья, Полярного Урала и Хибин / Автореферат диссертации на соискание учёной степени кандидата географических наук. М.: МГУ. 2006. – 26 с. Чижова Ю.Н., Добролюбов С.А., Буданцева Н.А., Суркова Г.В., Мухаметов С.С., Мысленков С.А., Васильчук Ю.К. Оценка зоны влияния вод малых рек на приповерхностные воды Чёрного моря по изотопным данным // Вестник Моск. ун-та. Серия география. 2011. №6. С. 57 – 62. Чижова Ю.Н., Буданцева Н.А., Ефимова Л.Е., Лукьянова А.Н., Суркова Г.В., Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав атмосферных осадков и воды в речной системе средней Протвы // Вестник Моск. ун-та. Серия география. 2013. №2. C. 84 – 93. 207 Aji K., Tang C., Song X., Kondoh A., Sakura Y., Yu J., Kaneko S. Characteristics of chemistry and stable isotopes in groundwater of Chaobai and Yongding River basin, North China Plain // Hydrological Processes. 2008. Vol. 22. N1. P. 63 – 72. Aldaz L., Deutch S. Relationship between the temperatures of air and the ratio of 18 O/16O in show and firn in South Pole // Earth and Planetary Science Letters. 1967. Vol. 3. N3. P. 267 – 274. Baertschi P. Absolute 18O Content of Standard Mean Ocean Water // Earth and Planetary Science Letters. 1976. Vol.31. Iss. 3. P. 341 – 344. Belhadj Salem S., Chkir N., Zouari K., Beji R. Isotopic and geochemical impact of water releases from the Sidi Saâd Dam on groundwater in Kairouan Plain (Central Tunisia) // International Symposium on Advances in Isotope Hydrology and its role in Sustainable Water Resources Management. IHS– 2007. Vienna International Centre (VIC) Austria 21 - 25 May 2007. Poster presentation. Bender M., Sowers T., Dickson M.-L. et al. Climate correlations between Greenland and Antarctica during the past 100,000 years // Nature. 1994. Vol. 372, N 6507. P. 663 – 666. Bigg G.R., Rohling E.J. An oxygen isotope data set for marine waters // Journal of Geophysical Research. 2000. Vol. 105, N4. P. 8527 – 8535. Brown R. M. Distribution of hydrogen isotopes in Canadian waters // Isotope in Hydrology. Proceedings of a Symposium. Vienna: IAEA-INIS, 1970. P. 3 – 21. Bowen G.J., Ehleringer J.R., Chesson L.A., Stange E., Cerling T.E. Stable isotope ratios of tap water in the contiguous United States // Water Resources Research. 2007. Vol. 43. W03419. Buhl D., Neuser R-D., Richter D.K., Riedel D., Roberts B., Strauss H., Veizer J. Nature and Nurture; Environmental Isotope Story of the Rhine River // Naturwissenschaften. 1991. N 78. P. 337 – 346. Calles B., Westman F. Oxygen-18 and deuterium in precipitation in Sweden // Uppsala Universitet, Naturgeografiska institutionen, avdelningen för Hydrologi. 1989. Report series A. N47. 20 p. Chizhov A.B., Derevyiagin A.Yu. Tritium in Siberian permafrost // Permafrost. Seventh International Conference. Proceedings. Yellowknife. Canada. 1998 / Eds. A.G.Lewkowicz, M.Allard. Universite Laval, Collection Nordicana, N57. Canada. 1998. P. 151–156. Ciais P., White J.W.C, Jouzel J., Petit J.R. The origin of present-day Antarctic precipitation from surface snow deuterium excess data // Journal of Geophysical Research. 1985. Vol. 100. P. 18917 – 18927. Coplen T.B., Neiman P.J., White A.B., Landwehr J.M., Ralph F.M., Dettinger M.D. Extreme changes in stable hydrogen isotopes and precipitation characteristics 208 in a landfalling Pacific storm // Geophysical Research Letters. 2008. Vol. 35. L21808. Craig H. Standards for reporting concentrations of deuterium and oxygen-18 in natural waters // Science. 1961. N. 133. P. 1833 – 1834. D’Alessandro W., Federico C., Longo M., Parello F. Oxygen isotope composition of natural waters in the Mt Etna area // Journal of Hydrology. 2004. Vol. 296. P. 282 – 299. Dansgaard W. The abundance of 18O in atmospheric water and water vapor // Tellus. 1953. Vol. 5. P. 461 – 469. Dansgaard W. Stable isotopes in precipitation // Tellus. 1964. Vol. 16. N4. P. 436 – 468. Dansgaard W. Frozen Annals – Greenland Ice Sheet Research. The Niels Bohr Institute, University of Copenhagen. 2004. – 124 p. DePaolo D.J., Conrad M.E., Maher K., Gee G. W. Evaporation Effects on Oxygen and Hydrogen Isotopes in Deep Vadose Zone Pore Fluids at Hanford, Washington // Vadose Zone Journal. 2004. Vol. 3. P. 220 – 232. De Wit J.C., van der Straaten C.M., Mook W.G. Determination of the Absolute Hydrogen Isotopic Ratio of VSMOW and SLAP // Geostandards Newsletter. 1980. V. 4. N. 1. P. 33 − 36. Dugan H.A.B. Long-term development and recent dynamics of High Arctic coastal basins / A thesis for the degree of Master of Science. Queen’s University, Kingston, Ontario, Canada. 2010. 147 p. Ekaabi A.S. Application of isotope hydrology for the assessment of artificial ground water recharge in some areas of UAE // Advances in Isotope Hydrology and its Role in Sustainable Water Resources Management (IHS2007): Proceedings of an International Symposium on Advances in Isotope Hydrology and its Role in Sustainable Water Resources Management (IHS2007). Vienna, 21-25 May, 2007. Vol. 1. Vienna: IAEA. 2007. P. 509 – 517. Environmental isotopes in the hydrological cycle. Principles and applications. Edited By Mook W.G. Vol. IV. N. 39. Groundwater. Saturated and unsaturated zone. 2000. 196 p. Environmental isotopes in the hydrological cycle. Principles and applications. Edited By Mook W.G. Vol. III. N. 39. Surface water. UNESCO, Paris, 2001. 117 p. Epstein S. Variations of the 18O/16O ratios of fresh water and ice // National Academy of Science. Nuclear Science Series. 1956. Rep. N19. P. 20 – 25. Epstein S., Mayeda T. Variations of 18О content of waters from natural sources // Geochim. Cosmochim. Acta. 1953. N 4. P. 213 – 224. Fisher D.A., Wake C., Kreutz K. et al. Stable isotope records from Mount Logan and Eclipse ice cores and nearby Jellybean Lake. Water Cycle of the North Pacific over 2000 years and over five vertical kilometers: sudden shifts and 209 tropical connections // Géographie physique et Quaternaire. 2004, Vol. 58, P. 337 – 352. Friedman I., Redfield A.C., Schoen B., Harris J. The variation of the deuterium content of natural waters in the hydrological cycle // Rev. Geophys. 1964. Vol. 2. P. 177 – 224. Fritz P. Palaeoclimatic studies using freshwater deposits and fossil groundwater in central and northern Canada // Palaeoclimates and palaeowaters; a collection of environmental isotope studies. International Atomic Energy Agency. 1983. P. 157 – 166. Froehlich K., Gibson J. J., Aggarwal P. Deuterium excess in precipitation and its climatological significance // Study of environmental change using isotope techniques, C&S Papers Series 13P. International Atomic Energy Agency, Vienna, Austria. 2002. P. 54 – 65. Garchar L., Wendlandt R. Martini B., Owens L. Geochemistry of a subglacial volcanic hydrothermal system at mount Spurr, Alaska // Proceedings, ThirtySeventh Workshop on Geothermal Reservoir Engineering Stanford University. Stanford, California, January 30 - February 1, 2012. SGP-TR-194. Gat J.R., Bowser C. The heavy isotope enrichment of water in coupled evaporative systems // Stable Isotope Geochemistry: A Tribute to Samuel Epstein, Spec. Publ. 3 of the Geochemical Society. 1991. Р.165 – 168. Gibson J., Prowse T. Isotopic characteristics of ice cover in a large northern river basin // Hydrological Processes. 1999. Vol.13. P. 2537 – 2548. Gibson J., Prowse T. Stable isotopes in river ice: identifying primary over-winter streamflow signals and their hydrological significance // Hydrological Processes. 2002. Vol.16. P. 873 – 890. Granskog M., Martma T.A., Vaikmäe R.A. Development, structure and composition of land-fast sea ice in the northern Baltic Sea // Journal of Glaciology. 2003. Vol. 49. N164. P. 139 – 148. Grootes P.M., Stuiver M., Thompson L.G., Mosley-Thompson E. Oxygen isotope changes in tropical ice, Quelccaya, Peru // Journal of Geophysical Research. 1989. Vol. 94. P. 1187 – 1194. Hagemann R., Niff G., Roth E. Absolute isotopic scale for deuterium analysis of natural waters. Absolute D/H ratio for SMOW // Tellus. 1970. V.22. N6. P. 712 - 715. Helstrup T. Environmental Isotopic and Hydrochemical Characteristics of Groundwater from the Cretaceous-Eocene Limestone Aquifer in the Keta Basin, Ghana, and the Coastal Sedimentary Basin of Togo / Ph.D. Thesis. Geological Inst., Faculty of Science. University of Copenhagen. 2006. 93 p. Henderson A.K., Shuman B.N. Differing controls on river- and lake-water hydrogen and oxygen isotopic values in the western United States // Hydrological Processes. 2010. Vol. 24. Iss. 26. P. 3894 – 3906. 210 Higgins P., MacFadden B.J. «Amount Effect» recorded in oxygen isotopes of Late Glacial horse (Equus) and bison (Bison) teeth from the Sonoran and Chihuahuan deserts, southwestern United States // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2004. Vol.206. P. 337 – 353. Hobson K.A., Wassenaar L.I., Milá B. et al. Stable isotopes as indicators of altitudinal distributions and movements in an Ecuadorean hummingbird community // Oecologia. 2003, Vol.136. N2. P. 302 – 308. Holdsworth G., Fogarasi S., Krouse H.R. Variation of the stable isotopes of water with altitude in the Saint Elias Mountains of Canada // Journal of Geophysical Research. 1991. Vol. 96. P. 7483 – 7494. Hoffmann G., Heimann M. Water tracers in the Echam general circulation model // Isotope techniques in the study of past and current environmental changes in the hydrosphere and the atmosphere (Proceedings of an international symposium on applications of isotope techniques in studying past and current environmental changes in the hydrosphere and the atmosphere organized by the International Atomic Energy Agency and held in Vienna, 19–23 April 1993). Vienna: IAEA, 1993. P. 3–14. Hoffmann G., Jouzel J., Masson V. Stable water isotopes in atmospheric general circulation models // Hydrological Processes. 2000. Vol. 14. Iss. 8. P. 1385 – 1406. Johnsen S.J., Dansgaard W., White J.W.C. The origin of Arctic precipitation under present and glacial conditions // Tellus. 1989. Vol. 41B. P. 452 – 468. Jouzel J., Koster R.D., Suozzo R.J., Russell G.L., White J.W.C., Broecker W.S. Simulations of the HDO and H218O atmospheric cycles using the NASA GISS General Circulation Model: Sensitivity experiments for present-day conditions // Journal of Geophysical Research. 1991. Vol. 96. P. 7495 – 7507. Jouzel J., Barkov N.I., Barnola J.M., Bender M., Chappellaz J., Genthon C., Kotlyakov V.M., Lipenkov V., Lorius C., Petit J.R., Raynaud D., Raisbeck G., Ritz, Sowers T., Stievenard M., Yiou F., Yiou P. Extending the Vostok icecore record of palaeoclimate to the penultimate glacial period // Nature. 1993. Vol. 364. N 6436. P. 407–412. Jouzel J., Koster R.D., Suozzo R.J., Russell G.L. Stable water isotope behavior during the last glacial maximum: a general circulation model analysis // Journal of Geophysical Research. 1994. Vol. 99. P. 25791 – 25801. Jouzel J., Merlivat L., Lorius C. Deuterium excess in an East Antarctic ice core suggests higher relative humidity at the oceanic surface during the last glacial maximum // Nature. 1982. Vol. 299. N5885. P. 688 – 691. Kang S., Kreutz K.J., Mayewski P.A., Qin D., Yao T. Stable–isotopic composition of precipitation over the northern slope of the central Himalaya // Journal of Glaciology. 2002, Vol. 48, N163, p. 519 – 526. 211 Kumar P., Das Nisith K., Mallik C., Bhandari R. K. Stable isotopes study on geothermal waters in eastern India // Current Science. 2011. Vol. 101. N 9. P. 1205 – 1209. Lachniet M., Patterson W. Stable isotope values of Costa Rican surface waters // Journal of Hydrology. 2002. Vol.260. P.135 – 150. Lachniet M.S., Patterson W.P., Burns S., Asmerom Y., Polyak V. Caribbean and Pacific moisture sources on the Isthmus of Panama revealed from stalagmite and surface water 18O gradients // Geophysical Research Letters. 2007. Vol. 34, L01708. Lee J.-E., Fung I. “Amount effect” of water isotopes and quantitative analysis of post-condensation processes // Hydrological Processes. 2008. Vol.22. P. 1 – 8. Lewis C.F.M., Moore T.C.Jr, Rea D. K. et al. Lakes of the Huron basin: their record of runoff from the Laurentide: ice sheet // Quaternary Science Reviews. 1994. Vol. 13. P. 891 – 922. Lisiecki, L. E., Raymo M. E. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records // Paleoceanography. 2005. Vol. 20. PA1003. Lowenstern J.B., Bergfeld D., Evans W.C., Hurwitz S. Generation and evolution of hydrothermal fluids at Yellowstone: Insights from the Heart Lake Geyser Basin // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2012. Vol. 13, № 1. Q01017, doi:10.1029/2011GC003835. MacLachlan S.E., Cottier F.R., Austin W.E.N., Howe J.A. The salinity: 18О water relationship in Kongsfjorden, western Spitsbergen // Polar Research. 2007. Vol.26. P. 160 – 167. Martinez D.E., Dapena C., Bentacur Vargas T., Panarello H.O., Quiroz Londono M., Massone H.E. Environmental isotopes in the water cycle in the catchment of the Quequen Grande River, Argentina // Advances in Isotope Hydrology and its role in Sustainable Water Resources Management. IAEA. Lugar: Viena, Austria; Año: 2007. P. 381 – 388. Merlivat L, Jouzel J. Global climatic interpretation of the deuterium – oxygen18 relationship for precipitation // Journal of Geophysical Research. 1979. Vol. 84. P. 5029 – 5033. Michel F.A. Isotope techniques in permafrost investigations // Geocryological studies in Arctic regions / Proceedings of the International Symposium. 1989, Yamburg, USSR. Tyumen: Northern Development Institute Reprint. 1989. P. 130 – 145. Michel F.A. Isotope characterisation of ground ice in northern Canada // Permafrost and Periglacial Processes. 2011. Vol. 22. № 1. P. 3 – 12. Mook W.G. Stable carbon and oxygen isotopes of natural waters in the Netherlands / Proc. Isotope Hydrology. IAEA, Vienna. 1970. P. 163 – 189. Mook W.G. The oxygen-18 content of rivers // Mitt. Geol.-Palaont. Inst. Univ. Hamburg. SCOPE/UNEP Sonderband. 1982. № 52. P. 565 – 570. 212 Mook W.G., Groeneveld D.J., Brouwn A.E., Van Ganswijk A.J. Analysis of a runoff hydrograph by means of natural 18O / Proc. Isotope Techniques in Groundwater Hydrology. IAEA, Vienna. 1974. P. 145 – 153. Moran T.A., Marshall S.J., Evans E.C., Sinclair K.E. Altitudinal Gradients of Stable Isotopes in Lee–Slope Precipitation in the Canadian Rocky Mountains // Arctic, Antarctic and Alpine Research. 2007. Vol. 39, N3. P. 455 – 467. Niewodniczański J., Grabczak J., Barański L., Rzepka J. The altitude effect on the isotopic composition of snow in high mountains // Journal of Glaciology. 1981. Vol. 27. P. 99 – 111. Nir A., Lewis S. On tracer theory in geophysical systems in the steady and nonsteady state I // Tellus. 1975. № 27. P. 372 – 383. Ostlund H.G., Craig H., Broecker W. S., Spenser D. GEOSECS Atlantic, Pacific and Indian Ocean expeditions // Shore-Based Data and Graphics. Technical Report. U.S. National Science Foundation. 1987. Vol. 7. 200 p. Ouellet M., Dickman M., Bisson M., Pagé P. Physico-chemical characteristics and origin of hypersaline meromictic Lake Garrow in the Canadian High Arctic // Hydrobiologia. 1989. Vol. 172. P. 215 – 234. Pagé P., Ouellet M., Hillaire-Marcel C., Dickman M. Isotopic analyses (18O, 13C, 14 C) of two meromictic lakes in the Canadian Arctic Archipelago // ASLO Journal Limnology and Oceanography. 1984. Vol. 29. Iss. 3. P. 564 – 573. Pang Hongxi, He Yuanqing, Lu Aigang et al. Comparisons of stable isotopic fractionation in winter and summer at Baishui Glacier No. 1, Mt. Yulong, China // Journal of Geographical Sciences. 2006, Vol.16, No.3, P. 306 – 314 Petit J.R., White J.W.C., Young N.W., Jouzel J., Korotkevich Y.S. Deuterium excess in recent Antarctic snow // Journal of Geophysical Research. 1991. Vol. 96. P. 5113 – 5122. Petit J.R., Jouzel J., Raynaud D., Barkov N.I., Barnola J.M., Basile I., Bender M., Chappellaz J., Davis J., Delaygue G., Delmotte M., Kotlyakov V.M., Legrand M., Lipenkov V., Lorius C., Pepin L., Ritz C., Saltzman E., Stievenard M. Climate and Atmospheric History of the Past 420,000 years from the Vostok Ice Core, Antarctica // Nature. 1999. Vol. 399. P. 429–436. Poage M.A., Chamberlain C.P. Empirical relationships between elevation and the stable isotope composition of precipitation and surface waters: considerations for studies of paleoelevation change // American Journal of Science. 2001. Vol. 301. P. 1 – 15 Rank D., Adier A., Araguas-Araguas L., Froehlich K., Rozanski K., Stichler W. Hydrological parameters and climatic signals derived from long term tritium and stable isotope time series of the river Danube / Isotope Techniques in the Study of Environmental Change. International Atomic Energy Agency, Vienna. 1998. P. 191 – 205. Rank D., Papesch W. Isotopic composition of precipitation in Austria in relation to air circulation patterns and climate // Isotopic composition of precipitation in 213 the Mediterranean Basin in relation to air circulation patterns and climate. IAEA. Vienna. 2005. P. 19 – 35. Risi C., Bony S., Vimeux F., Chong M., Descroix L. Evolution of the stable water water isotopic composition of the rain sampled along Sahelian squall lines // Quaterly Journal of the Royal Meteorological Society. 2010. Vol.136. P. 227 – 242. Roldão J., Lopes N., Stichler W., Zuber A. Artificial and environmental tracers in the study of leakage under a dike of the Samuel reservoir, Porto Velho, Brazil // Isotope Hydrology Investigations in Latin America. IAEA, Vienna, TECDOC. 1989. № 502. P. 103 – 111. Royer D.L., Berner R.A., Montanez I.P., Tabor N.J., Beerling D.J. CO 2 as a primary driver of Phanerozoic climate // GSA Today. 2004. Vol. 14. N3. P. 4–10. Rozanski K., Araguas-Araguas L., Gonfiantini R. Isotopic patterns in modern global precipitation / Climate Change in Continental Isotopic Records, Geophysical Monograph 78. American Geophysical Union. 1993. P. 1 – 36. Schotterer U., Olfield F., Frohlich K. GNIP. Global Network for Isotopes in Precipitation. 1996. 47 s. Schürch M., Kozel R., Schotterer U., Tripet J.-P. Observation of isotopes in the water cycle – the Swiss National Network (NISOT) // Environmental Geology. 2003, Vol.45. N1. P. 1 – 11. Shivanna K., Tirumalesh K., Noble J. et al. Isotope techniques to identify recharge areas of springs for rainwater harvesting in the mountainous region of Gaucher area, Chamoli District, Uttarakhand // Current Sci. 2008. Vol. 94. No. 8. P. 1003 – 1011. Siegenthaler U., Oeschger H. Correlation of O-18 in precipitation with temperature and altitude // Nature. 1980. Vol. 285. P. 314 – 317. Stable isotope hydrology. Deuterium and oxygen-18 in water cycle. Technical reports series N.210. Editors: Gat J. & Gonfiantini R. IAEA, Vienna. 1981. – 337 p. Stichler W., Herrmann A. Verwendung von Sauerstoff-18-Messungen fur hydrologische Bilanzierungen // Deutsche Gewasserkundliche Mitt. B. 22. Heft 1. 1978. S. 9 – 13. Stichler W., Schotterer U. From accumulation to discharge: modification of stable isotopes during glacial and post-glacial processes // Hydrological Processes. 2000. Vol. 14. Iss. 8. P. 1423 – 1438. Thompson L.G., Mosley-Thompson E., Henderson K.A. Ice-core palaeoclimate records in tropical South America since the Last Glacial Maximum // Journal of Quaternary Science. 2000. Vol. 15. No.4. P. 377 – 394. Vasil’chuk Yu.K. Syngenetic ice wedges: cyclical formation, radiocarbon age and stable-isotope records // Permafrost and Periglacial Processes. 2013. Vol. 24. N1. P. 82 – 93. 214 Vogel J.C., Lerman J.C., Mook W.G. Natural isotopes in surface and groundwater from Argentina // Hydrol. Sciences Bull. 1975. Vol. XX, N2. P. 203 – 221. Welker J.M. Isotopic (δ18O) characteristics of weekly precipitation collected across the USA: an initial analysis with application to water source studies // Hydrological Processes. 2000. Vol. 14. Iss. 8. P. 1449 – 1464. Welp L.R., Randerson J.T., Finlay J.C., Davydov S.P., Zimova G.M., Davydova A.I., Zimov S.A. A high-resolution time series of oxygen isotopes from the Kolyma River: Implications for the seasonal dynamics of discharge and basin-scale water use // Geophysical Research Letters. 2005. Vol.32, P. L14401. Xu.X., Werner M., Butzin M., Lohmann G. Water isotope variations in the global ocean model MPI-OM // Geoscientific Model Development. 2012. Vol. 5. P. 809 – 818. Yehdegho B., Rozanski K., Zojer H., Stichler W. Interaction of dredging lakes with the adjacent groundwater field: an isotope study // Journal of Hydrology. 1978. № 192. P. 247 – 270. Yi Y., Gibson J.J., Cooper L.W., Hélie J.-F., Birks S.J., McClelland J.W., Holmes R.M., Peterson B.J. Isotopic signals (18O, 2H, 3H) of six major rivers draining the pan-Arctic watershed // Global biogeochemical cycles. 2012. Vol. 26. GB 1027. Yi Y., Gibson J. J., Cooper L.W., Hélie J. -F., Dick T. A. Synoptic and time-series stable isotope surveys of the Mackenzie River from Great Slave Lake to the Arctic Ocean, 2003 to 2006 // Journal of Hydrology. 2010. № 383. Р. 223 – 232. Yurtsever Y. Worldwide survey of isotopes in precipitation. International Atomic Energy Agency. Report of the Isotope Hydrology Section. 1975. Vienna. 40 p. Yurtsever Y., Gat J. R. Atmospheric waters // Stable isotope Hydrology. Deuterium and oxygen-18 in the water cycle. Chapter 6 / Eds. J.R.Gat and R.Gonfiantini. Vienna: International Atomic Energy Agency (Technical Reports Series. 210). 1981. P. 103 – 142. Zachos J., Pagani M., Sloan L., Thomas E., Billups K. Trends, Rhythms, and Aberrations in Global Climate 65 Ma to Present // Science. 2001. Vol. 292. N5517. P. 686 – 693. Zimmermann U. Isotopenhydrologie von Baggerseen // Steir. Beitr. Hydrogeol. 1978. № 30. P. 139 – 167. Zuber A. Matchematical models for the interpretation of environmental radioisotopes in groundwater systems / Handbook of Environmental Isotope Geochemistry. / Eds. P. Fritz and J.Ch. Fontes. Vol. 2. The Terrestrial Environment B. Elsevier Publ.Comp. 1986. P. 1 – 55. 215 Учебное издание Васильчук Юрий Кириллович, Буданцева Надежда Аркадьевна, Васильчук Алла Константиновна, Чижова Юлия Николаевна Изотопные методы в географии Часть 3. Геохимия стабильных изотопов атмосферы и гидросферы Корректор И.В.Дубинская Художники Н.А.Буданцева и А.А.Журавлёва Компьютерная вёрстка Ю.Н.Чижовой ═════════════════════════════════════════════════ Подписано в печать 18.07.2013. Формат 60х84/16 Бумага офсетная № 1. Печать ризо. Усл. печ. л. 13,5. Тираж 300 экз. Заказ № 1729 ═════════════════════════════════════════════════ Отпечатано с оригинал-макета в топографии МГУ. 117574, Москва, ул. Академика Хохлова, 11 216

Related documents

Products

Support

Related documents

Add this document to collection(s)

Add this document to saved

Suggest us how to improve StudyLib