Натурный эксперимент по образованию инфильтрационного льда в снежном покрове

Чижова Юлия Николаевна кандидат географических наук старший научный сотрудник, Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук (ИГЕМ РАН) 109017, Россия, г. Москва, Старомонетный переулок, 35, оф. 102 Chizhova Julia Nikolaevna PhD in Geography Senior Research Fellow at Moscow State University 109017, Russia, g. Moscow, ul. Staromonetnyi Pereulok, 35, of. 102 eacentr@yandex.ru Другие публикации этого автора

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, грант № 16-05-00977.

Введение

Вопросы льдообразования на ледниках в разных климатических условиях являются одной из актуальных задач гляциологии, особенно в виду чуткой реакции ледников на современные изменения климата. В таких крупных ледниковых системах, как Эльбрус, в последние годы происходит столь интенсивное таяние, что это сказывается не только на сокращении площади льда, но и на изменение пространственного сочетания зон льдообразования. При этом ледники Полярного Урала, возможно, находятся в более стабильном положении в виду того, что они существуют за счет больших объемов перевеянного снега ниже климатической снеговой линии, а льдообразование на них, как правило, происходит путем образования наложенного льда. Однако, здесь есть свои особенности, связанные с конжеляционным льдообразованием и количеством пористого снежно-фирнового остатка, промоченного талыми водами. Считается, что наложенный лед образуется в начале сезона таяния, когда первые талые воды в снежном покрове достигают холодной поверхности льда и образуют слой конжеляционного льда, и в конце, когда остаток талых вод на леднике замерзает с наступлением зимнего периода. Если образование рекристаллизационного льда в высоких зонах ледника как правило, не сопровождается изотопными постседиментационными эффектами и изотопный состав кислорода и водорода льда наследует первичные изотопные характеристики снежных осадков, то при образовании инфильтрационного и наложенного льда такие эффекты могут возникать. Целью настоящей работы являлось установление изотопных эффектов, сопровождающих образование инфильтрационного льда внутри снежной колонки при искусственной стимуляции таяния снега с поверхности.

Объекты и методы

Эксперимент по намораживанию ледяных корок в снежном покрове был проведен в феврале 2018 г., в ходе которого было инициировано изотопное распределение внутри изначально однородного снега. Свежий снег объемом 5 л был хорошо перемешан и помещен в две (для контроля) пластиковые тубы одинакового объема (туб1 и туб2). Этот гомогенизированный снег в условиях отрицательных температур был подвергнут нагреванию сверху потоком теплого воздуха в течение 5 минут. Затем эти колонки были оставлены на две недели в условиях слабоотрицательных температур (-5 °С) внутри естественного снежного покрова на метеообсерватории МГУ имени М.В.Ломоносова. Воздухообмен с поверхности был сохранен, выпадение на поверхность новых порций осадков было исключено. Через две недели снег из пластиковых туб был отобран послойно, в каждой из колонок внизу наблюдался слой инфильтрационного льда.

В отобранных образцах был выполнен анализ изотопного состава кислорода и водорода на изотопном анализаторе T-LWIA-45-EP в РХТУ им. Д.И.Менделеева. Для измерений использовались международные изотопные стандарты LGR#1C, LGR#2C, LGR#3C, LGR#4C, LGR#5C.

Результаты

Значения δ¹⁸О и δD опробованного снега и инфильтрационного льда незначительно отличаются от начальных значений гомогенного снега (δ¹⁸О = –16,41‰ и δD=–125,2‰), максимальное различие составило 1,72‰ по δ¹⁸О и 10,3‰ по δD, при этом в инфильтрационном льду значения составили δ¹⁸О = –16,12 и –16,1‰ и δD = –123,2 и –122,5‰ в тубе1 и тубе2 соответственно (рис. 1). Это означает, что инфильтрационный лед в общем отражает начальные изотопные характеристики снега, отличия находятся в пределах точности метода. Но также было отмечено, что изотопная дифференциация, произошедшая в снежных колонках, привела к тому, что полученные изотопные значения описываются уравнением δD = 5,01 δ¹⁸О – 41,8 (R² = 0,98).

Рис. 1. Распределение изотопных (δ¹⁸О, δD) характеристик снега и инфильтрационного льда в снежных колонках к концу эксперимента относительно первоначального состава снега

Такой наклон линии регрессии указывает на процессы изотопного фракционирования, происходящие в условиях конжеляционного льдообразования в закрытой системе и при диффузионном переносе пара при рекристаллизации снега внутри снежного покрова.

Дискуссия

Основным механизмом, ответственным за низкие угловые коэффициенты на изотопной диаграмме, является диффузионный перенос пара при рекристаллизации снега. Изотопные изменения, сопровождающие метаморфизм снега в природных условиях, получили малое признание. Отмечалось ^[1], что содержание ¹⁸О в слое глубинной изморози было выше, чем в остальном снеге. В работе ^[2] изучение распределения изотопов кислорода и водорода в естественном снежном покрове было направлено на установление механизмов формирования глубинной изморози. Многолетнее исследование естественного снежного покрова, залегающего на разных поверхностях, показало, что главным фактором, ответственным за изотопные изменения, является термический градиент. Наличие термического градиента в снежном покрове приводит к переносу паpа от нижних кpисталлов к веpхним вдоль гpадиента давления водяного паpа, обpазованного темпеpатуpным гpадиентом в снежном покpове. При этом происходит возгонка снега и конденсация водяного пара на растущих ледяных кристаллах по мере того, как пар двигается вертикально сквозь снег. В результате чего формируется горизонт глубинной изморози, и этот процесс сопровождается изотопным фракционированием, обусловленным молекулярной диффузией водяного пара в поровом пространстве. В эксперименте ^[2] были опробованы образцы снега из разных горизонтов снежного покрова, залегающих на земле (естественные условия), на земле, покрытой пластиковой пленкой, и на столе и показано, что горизонт глубинной изморози формируется при термическом градиенте и сопровождается изотопным фракционированием. В этих горизонтах углы наклона прямой зависимости δD от δ¹⁸О изменялись от 3 до 4,3 в противоположность другим снежным горизонтам, в которых наклон составлял от 7,4 до 8,8. Как отмечается в работе ^[2] углы наклона от 2 до 5 характеризуют процессы изотопного фракционирования вследствие диффузии водяного пара в поровом пространстве. Диффузионное разделение является функцией отношения относительных масс молекул, фактор разделения выражается как ԑ = 1-α, где α – фактор фракционирования = R/R0, и R – отношение тяжелых молекул к легким. И таким образом,

ԑ D = 1 – α D = 1 - = 0,01664

ԑ ¹⁸O = 1 – α ¹⁸O = 1 - = 0,03236.

Отношение двух факторов разделения дает наклон в 1,95 ^[3].

Однако, надо помнить, что сублимация и возгонка снежных кристаллов, равно как и диффузия в жидких пленках воды, не затрагивает весь кристалл, а происходит только на его границе, весь снег не переходит одновременно в пар, поэтому диффузионные процессы в снеге происходят ограниченно и наклонов порядка 1,95 в экспериментальном снежном покрове не наблюдалось.

В самых нижних частях естественного снежного покрова диффузионные процессы наиболее важны в переносе массы, в то время как в вышележащих слоях снега преобладает обмен с атмосферным паром. В экспериментальном снежном покрове с горизонтами глубинной изморози в работе ^[4] было показано, что при наличии термического градиента угловые коэффициенты δD-δ¹⁸О от 3 до 4 могут быть связаны одновременно с двумя механизмами – диффузией водяного пара и перемещением молекул в квазижидких пленках по поверхности кристаллов.

В лабораторном изучении метаморфизма снега ^[5] угол наклона прямой зависимости δD от δ¹⁸О во всех образцах из экспериментального снежного покрова, который подвергся температурному градиенту составил 3,0. В этом эксперименте в морозильной камере снежный покров не контактировал с атмосферным водяным паром, пар постоянно удалялся из снега и перемещался на спирали морозильной камеры. В другом лабораторном исследовании метаморфизма снега ^[5] угол наклона прямой изменялся от 4,0 до 4,5, что снова гораздо ниже, чем для естественного снега. В этом опыте снег был запечатан в пластиковые мешки и также изолирован от обмена с атмосферным паром. Возможно, именно поэтому были получены такие низкие угловые коэффициенты для слоя снега, подвергнутого термическому градиенту, поскольку весь пар удалялся, а в естественных условиях этот пар распределяется по вышележащим снежным горизонтам и реконденсирует на поверхности снежных кристаллов. Поэтому в вышележащих горизонтах угловые коэффициенты выше, также из снежного покрова происходит частичная потеря водяного пара. Тем не менее, если рассматривать всю мощность снежного покрова, то наличие горизонтов глубинной изморози с низкими наклонами компенсируется наличием снежных горизонтов с высокими наклонами. Если учесть, что при формировании ледникового льда происходит усреднение изотопных значений, то даже интенсивные процессы формирования горизонтов глубинной изморози с выраженной изотопной трансформацией, не должны существенно влиять на модификацию начальной амплитуды значений δD и δ¹⁸О в снежных осадках.

Полученный в данной работе результат, показавший незначительное изменения изотопных характеристик снега при формировании слоя инфильтрационного льда, вполне согласуется с эффектами, наблюдающимися для ледникового льда Кавказа. На ледниках Эльбруса слои инфильтрационного льда в значительной степени отражают атмосферный сигнал ^[6], а снег, трансформированный процессами диффузии водяного пара, скорее всего стаивает в период абляции. В целом же для Приэльбрусья процессы изотопной постседиментационной трансформации снежной толщи мало выражены, как правило, в сезонной снежной пачке в области аккумуляции хорошо выражены сезонные слои снега (более легкие зимние и более тяжелые летние), а соотношение δD-δ¹⁸О описывается угловым коэффициентом близким к 8 ^[6]. А на ледниках Полярного Урала ситуация принципиально отличается, поскольку там в виду их морфологии и условий существования, вся поверхность ледников подвергается таянию в период абляции. Присутствие большого количества талой воды в нестаявшем снежном остатке приводит к тому, что при замерзании такого водонасыщенного слоя в начале зимнего сезона, возникают условия закрытой системы.

Динамика значений δ¹⁸О и δD льда, образующегося в закрытой системе при замерзании воды, отражает рэлеевское исчерпание. В процессе формирования льда, значения δD и δ¹⁸О определяются величинами коэффициентов фракционирования в системе жидкость–лед ^[7] α¹⁸O= 1.00291 αD= 1.0212. Порции льда, образованного в таких условиях, будут аппроксимироваться линейным уравнением δD-δ¹⁸О с коэффициентом от 6,2 до 7. Участие этого процесса – изотопного фракционирования при льдообразовании в условиях закрытой системы, было отмечено нами на ледниках Полярного Урала ^{[8, 9]}.

Выводы

1. Инфильтрационный лед по изотопному составу кислорода и водорода незначительно отличается от первоначального снега. Между значениями δ¹⁸О и δD в снеге и инфильтрационном льду отмечены очень тонкие эффекты, выраженные в утяжелении на 0,3‰ по δ¹⁸О и на 2‰ δD во льду относительно снега, при этом на парной диаграмме сдвиг значений происходит вдоль линии тренда с угловым коэффициентом 6,8, что характерно для конжеляционного льдообразования. В виду того, что сдвиг очень незначительный, этим эффектом можно пренебречь.

2. Выраженные изотопные эффекты при образовании наложенного льда на ледниках Полярного Урала связаны не с чисто инфильтрационным льдообразованием, а с замерзанием талой воды на пористой поверхности ледника, что приводит к созданию условий закрытой системы.

3. В ходе эксперимента внутри однородного снега произошла дифференциация по изотопному составу и образовались изотопно-отличающиеся снежные горизонты. Изотопные характеристики снега формируют линию регрессии с наклоном 5, что указывает на процессы изотопного фракционирования, происходящие при диффузионном переносе пара при рекристаллизации снега внутри снежного покрова.