Изотопный состав (δ¹⁸О, δ²Н) ледникового льда Камчатки: связь с современными климатическими изменениями в Тихоокеанском регионе

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Ледниковые керны представляют собой архив гидрохимического состава атмосферы, а изотопные параметры льда содержат информацию об условиях конденсации влаги, истории её поступления к леднику и об изменениях в источнике влаги. В отличие от ледниковых покровов Антарктиды и Гренландии, где получение глубоких кернов позволило реконструировать смену основных климатических эпох (Jouzel et al., 1987; Dansgaard et al., 1993; Jouzel et al., 2007), горные ледники охватывают меньшие временные диапазоны, и кроме того, имеют гораздо более сложную картину формирования изотопного состава.

Считается, что временные ряды δ¹⁸O ледниковых кернов из немуссонной области фиксируют изменение температуры, а в пределах муссонной области являются сигналом интенсивности муссонов (Tian et al., 2006; Kang et al., 2010; Thompson et al., 2018; Yu et al., 2020). Очевидно, что изотопную запись по ледниковым кернам из муссонной области интерпретировать труднее. Однако нередко именно ледники служат единственными многолетними палеоархивами, которые имеют непрерывную и ненарушенную запись вплоть до настоящего времени.

Климатические изменения в Тихоокеанском регионе находят своё отражение в изотопных характеристиках ледникового льда Ключевской группы вулканов на Камчатке и ледникового плато на горе Логан в Северной Америке. На горе Логан было получено несколько ледяных кернов, изотопные исследования которых показали, что малый ледниковый период характеризовался увеличением уровней аккумуляции и возрастанием величин δ¹⁸О льда. Возрастание величин δ¹⁸О льда противоречит другим палеоархивам, зафиксировавшим в это время выраженное похолодание. Было установлено, что ледниковый лёд на горе Логан представляет собой индикатор не температур воздуха, а смены циркуляционных эпох (Fisher et al., 2004). На Камчатке в кратере Горшкова на вулкане Ушковский в 1998 г. был получен ледяной керн К–2 глубиной 140 м, охватывающий временнóй промежуток в 263 года. По изотопной записи было высказано предположение о незначительном увеличении температур воздуха на границе 1880–1910 гг., о корреляции уровней аккумуляции и значений δ²H в десятилетнем и междесятилетнем масштабах, а также о выраженной корреляции значений δ²H с температурами поверхности моря центральных районов северной части Тихого океана (Shiraiwa et al., 2001; Sato et al., 2013). Эти работы свидетельствуют о том, что глобальные климатические и циркуляционные изменения в Тихоокеанском регионе оказывают большое влияние на формирование изотопных параметров ледникового льда Камчатки.

В настоящей работе рассматриваются новые данные о распределении значений δ¹⁸О, δ²Н и d-excess ледникового льда в неглубоком керне, отобранном в 2022 г. в кальдере вулкана Ушковский. Основная цель работы – установить основные факторы, формирующие изотопные характеристики ледникового льда и установить связь между изотопными параметрами льда и локальными или глобальными климатическими изменениями в Тихоокеанском регионе. Особенности Камчатки – сочетание морского и континентального типов климата при суровых температурных условиях, избыточном увлажнении и большой роли циклонической деятельности – делают интерпретацию записи δ¹⁸О льда сложной задачей.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Вулкан Ушковский (56.04° с.ш., 160.28° в.д.) расположен в центральной части Камчатского полуострова (рис. 1). Кратер Горшкова ~750 м в диаметре и глубиной ~240 м заполнен ледниковым льдом. Среднегодовые температуры ледника на глубине 10 м составляют −15.8 °C (Sato et al., 2013). Бурение ледника в кратере Горшкова на высоте 3950 м было выполнено в сентябре 2022 г. при помощи установки GeoTech. Ледяной керн длиной 14 м доставлялся в Москву в замороженном состоянии. Первичное описание керна, нарезка образцов и пробоподготовка выполнялись в холодной лаборатории при температуре −20 °C. Образцы льда, полученные нарезанием ледяного керна с шагом 5 см, плавили при температуре +24 °C в пластиковых пробирках, герметизированных лентой парафильм.

 

Рис. 1. Район исследований (а), точка бурения (б) и секции ледяного керна (в). На фрагменте (а) показаны основные источники водяного пара, обеспечивающие выпадение атмосферных осадков в зимний период (по Pfahl, Sodemann, 2014): I – район с высокими значениями дейтериевого эксцесса водяного пара (более 25‰); II – район с величинами d-excess водяного пара от 12 до 15‰. Также показана область (III) наибольшей корреляции между значениями δ²Н ледникового льда в кратере Горшкова с температурами поверхности моря (по Sato et al., 2013)

Fig. 1. Study area (а), drilling location (б) and ice core sections (в). Fragment (а) shows the main sources of water vapor that provide precipitation in winter (according to Pfahl, Sodemann, 2014): I – area with high values of deuterium excess of water vapor (more than 25‰); II – region with water vapor d-excess values from 12 to 15‰. Also shown the region (III) of the greatest correlation between the δ²H values of glacial ice in the Gorshkov crater with sea surface temperatures (after Sato et al., 2013)

 

Изотопный анализ образцов был выполнен на анализаторе Picarro L2130-i в лаборатории палеоэкологических реконструкций Института географии РАН. Для калибровки измеренных значений в каждой серии измерений анализировались международные стандарты (USGS-45, USGS-46, USGS-47). Точность измерений составила 0.14‰ для значений δ¹⁸О и 1‰ для значений δ²Н.

Для анализа аномалий температуры поверхности океана использовались данные глобального архива HadSST 4.0.1.0 (https://www.metoffice.gov.uk/hadobs/hadsst4/), которые представляют собой среднемесячные аномалии температуры поверхности воды по различным данным наземных наблюдений за 1850–2023 гг. на регулярной сетке 5° × 5° (Kennedy et al., 2019).

Для расчёта адвекции влаги в регионе были использованы данные реанализа ERA5 (Hersbach et al., 2020) с часовым разрешением и пространственным разрешением 31 км на уровне изобарической поверхности 600 гПа (около 4 км). За период 2006–2022 гг. были получены среднесуточные значения, по которым адвекция влаги Q (г/кг×с^–1) рассчитывалась как:

$Q=u\frac{ q}{ x}+v \frac{ q}{ y}$ , (1)

где u и v – горизонтальные компоненты скорости ветра (м/с), q – удельная влажность (г/кг), ось x направлена вдоль широтного круга с запада на восток, ось y – вдоль меридиана с юга на север.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Значения δ¹⁸О и δ²Н льда варьируют от −16 до −24‰ и от −110.5 до −177.7‰ (рис. 2) при средних значениях −20.5 и −150.2‰, соответственно. Величина дейтериевого эксцесса меняется по глубине от 8.7 до 21.3‰ при среднем значении 13.7‰. Зимние горизонты в среднем характеризуются величинами δ¹⁸О от −19 до −24‰ и значениями d-excess 12…16‰ (и выше), для летних характерны значения δ¹⁸О от −16 до −18‰ и d-excess от 9 до 12‰. Значения δ¹⁸О и δ²Н льда формируют линейный тренд, описывающийся уравнением δ²Н = 7.47 × δ¹⁸О + 2.9 (рис. 3). Величина наклона и свободного члена в этом уравнении отличается от глобальной линии метеорных вод (далее –ГЛМВ), что, вероятно, связано с сезонной динамикой дейтериевого эксцесса в атмосферных осадках. Наблюдения на метеорологической станции г. Петропавловск-Камчатский с 1996 по 1999 г. показали слабовыраженные сезонные тренды изменения d-excess атмосферных осадков. Данные по этой станции плохо отражают условия накопления осадков в кратере вулкана Ушковский из-за больших различий в абсолютных высотах и географическом положении. Очевидно, что изотопные параметры осадков, выпадающие на Ушковском вулкане, фиксируют глобальные условия региона. Другими ближайшим районами, по которым доступны изотопные данные по атмосферным осадкам за гораздо более продолжительный период, являются Японские острова (станции Кумамото и Риори). Для этих станций выражен сезонный ход дейтериевого эксцесса осадков – повышение до 25‰ зимой и понижение до 5–10‰ летом (GNIP Database, https://nucleus.iaea.org/wiser, 01.10.2023). Окружающие Камчатку Охотское и Берингово моря во все сезоны служат источником влаги, в осенний сезон и в начале зимы большое влияние приобретают циклоны, приносящие осадки с Японского и Жёлтого морей. Поэтому те же черты сезонного хода дейтериевого эксцесса, что были отмечены для осадков на Японских островах, присущи и Камчатке. В целом сезонная картина распределения изотопных характеристик выражается в низких значениях δ¹⁸О (δ²Н) и высоких d-excess зимой, и в высоких значениях δ¹⁸О (δ²Н) при низких значениях d-excess летом.

 

Рис. 2. Распределение значений δ²Н (а), δ¹⁸О (б), d-excess (в) и плотности (г) льда по глубине. Сглаженными линиями показаны среднегодовые значения, прерывистыми – общий тренд среднегодовых значений. Стрелки указывают на середину летнего сезона. Извержения вулканов (по Горбач и др., 2024): 1 – Безымянный октябрь 2020 г.; 2 – Шивелуч в декабре 2018 г.; 3 – Безымянный, Ключевской и Кизимен 2010–2011 гг.

Fig. 2. Distribution of values of δ²Н (a), δ¹⁸О (б), d-excess (в) and density (г) of ice over depth. Smooth lines show average annual values, dashed lines show the general trend of average annual values. The arrows point to the middle of the summer season. Volcanic eruptions (according to Gorbach et al., 2024): 1 – Bezymyanny October 2020; 2 – Shiveluch in December 2018; 3 – Bezymyanny, Klyuchevskoy and Kizimen 2010–2011

 

Рис. 3. Соотношение δ¹⁸О–δ²Н для образцов ледникового льда: а – все образцы (1), среднегодовые значения (2) и среднее по керну К-2 (из Sato et al., 2013; Shiraiwa, Yamaguchi, 2002); б – образцы с глубин 2.56–3.31 м в.экв.; в – образцы с глубин 6.0…6.36 м в.экв.

Fig. 3. The δ¹⁸О-δ²Н ratio for glacial ice samples: a – all samples (1), average annual values (2) and average for core K-2 (from Sato et al., 2013; Shiraiwa, Yamaguchi, 2002); б – samples from depths of 2.56–3.31 m eq.; в – samples from depths of 6.0...6.36 m w.e.

 

В стратиграфии керна отмечается большое количество горизонтов высокой плотности, что, учитывая небольшую глубину керна, говорит об участии жидкой воды в формировании льда. Замерзание жидкой воды отражается в соотношении δ¹⁸О–δ²Н: для метаморфического льда наклон в координатах δ¹⁸О–δ²Н наследуется от атмосферных осадков и в общем случае близок 8; для конжеляционного льда, образованного в условиях открытой системы, наклон равен 7.29, а в условиях закрытой системы наклон линии тренда δ¹⁸О–δ²Н льда связан исключительно с изотопными параметрами начальной воды (Souchez, Jouzel, 1984).

Выпадение жидких атмосферных осадков на низкотемпературную поверхность ледника и их быстрое замерзание, так же, как и инфильтрация талых вод и формирование инфильтрационного льда не может сильно нарушать установленное для ледникового льда соотношение δ¹⁸О–δ²Н с наклоном 7.47. Замерзание жидкой воды в порах фирна или снега, если водонасыщенный горизонт подстилается водоупором и охлаждается сверху, будет происходить в условиях закрытой системы. Два участка ледяного керна, где такая картина могла иметь место, это горизонты на глубинах 2.59–3.31 и 6.0…6.35 м водного эквивалента (м в.экв.), наклоны составили 6.47 и 6.34, соответственно. Скорее всего, реализация условий закрытой или открытой системы при замерзании жидкой воды связана с количеством воды атмосферных осадков. В любом случае горизонты конжеляционного и инфильтрационного льда значительно затрудняют интерпретацию изотопной записи. Так, мы столкнулись с трудностями в датировании изотопной записи на глубинах от 2.5 до 4.5 м в.экв.

Проблему датирования нарушенной изотопной записи могут решить дополнительные маркеры, такие как горизонты вулканических пеплов. Химический состав вулканических стёкол позволяет определить извержение каких вулканов их сформировало (Горбач и др., 2024). Пепел образца с глубины 89–94 см (0.414–0.445 м в.экв.) соответствует извержению вулкана Безымянного, которое, наиболее вероятно, произошло в октябре 2020 г. Эта датировка полностью совпадает с датированием изотопной записи по величинам δ¹⁸О (см. рис. 2). Для пеплов с глубины 348–354 см (2.259–2.314 м в.экв.) были отмечены единичные частицы с риолитовым составом стекла, что привело к выводу о возможном извержении вулкана Шивелуч в декабре 2018 г. (Горбач и др., 2024), что также хорошо соответствует изотопной записи. А для горизонта пеплов с глубин 761–777 см (5.683–5.813 м в.экв.) был сделан вывод о наложении извержений сразу нескольких вулканов (Безымянный, Ключевской и Кизимен), последовательное извержение которых было характерно для 2010–2011 гг. Именно в этом интервале глубин (от 2.56 до 4.5 м в.экв.) отмечается присутствие конжеляционного льда, сформированного в закрытой системе, и частые горизонты льда, сформированного быстрым замерзанием жидкой воды в открытой системе. Таким образом, опираясь на датировку по слою 761–777 см, этот горизонт можно отнести к лету 2011 г. Нижележащие горизонты датированы по положительным пикам величин δ¹⁸О как маркеров тёплого периода, так как отрицательные пики, характерные для зимнего периода, проявлены хуже. Границы годовых слоев проведены посередине летнего периода, что позволило рассчитать среднегодовые величины δ¹⁸О, δ²Н и d-excess (см. рис. 2; табл. 1). Учитывая, что толща льда в 10.5 м в.экв. сформировалась за 16 лет, средняя годовая аккумуляция составляла 0.66 м в.экв., что хорошо согласуется со сделанными ранее оценками (Shiraiwa et al., 2001; Sato et al., 2013).

 

Таблица 1. Среднегодовые величины δ¹⁸O, δ²H и d-excess и расчётное изменение температуры поверхности океана в соответствующий период осреднения

Период	Глубины слоя, м.в.экв.	Среднегодовые величины			Относительно среднего по керну				∆ Т
		δ18O	δ2Н	d-exc	∆δ18O	∆δ2Н	∆d-exc	∆d-exc сезон
2006–2007	10.55	–21.8	–159.8	14.9	–1.6	–11.8	1.2	1.1	0.1
2007–2008	10.10	–21.9	–161	14.1	–1.7	–13.0	0.4	1.2	–1.8
2008–2009	8.73	–21.3	–155.5	15.0	–1.1	–7.5	1.3	0.8	1.3
2009–2010	7.59	–20.9	–153.7	13.5	–0.7	–5.8	–0.2	0.5	–1.6
2010–2011	6.51	–20.3	–149.3	13.0	–0.1	–1.4	–0.7	0.1	–1.8
2011–2012	5.74	–20.6	–148.8	15.8	–0.4	–0.9	2.2	0.3	4.5
2012–2013	5.26	–21.8	–159.8	14.3	–1.6	–11.8	0.6	1.1	–1.1
2013–2014	4.81	–20.4	–149.4	13.7	–0.2	–1.5	0.0	0.1	–0.3
2014–2015	4.43	–19.5	–142.5	13.1	0.8	5.5	–0.5	–0.5	0.0
2015–2016	3.92	–19.1	–139.1	13.8	1.1	8.9	0.2	–0.8	2.2
2016–2017	3.41	–18.5	–135.1	13.0	1.7	12.8	–0.7	–1.2	1.1
2017–2018	2.89	–18.9	–139.6	11.9	1.3	8.4	–1.8	–0.9	–2.1
2018–2019	2.41	–19.4	–143.1	12.0	0.8	4.9	–1.7	–0.6	–2.7
2019–2020	1.77	–20.5	–151.6	12.7	–0.3	–3.7	–1.0	0.2	–2.9
2020–2021	0.54	–18.1	–133.2	11.6	2.1	14.8	–2.1	–1.5	–1.5
2021–2022	0.23	–20.3	–145.9	16.5	–0.1	2.1	2.8	0.1	6.5
Среднее		–20.2	–148.0	13.7

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Изотопные характеристики осадков, зависящие в глобальном масштабе от температуры приземного слоя воздуха (Dansgaard, 1964), формируют изотопную запись ледникового льда путём последовательного накопления и уплотнения снега. Процессы выпадения осадков, в целом, являются равновесными, благодаря чему в глобальном масштабе осадки соответствуют ГЛМВ (Gat, 2000). Выраженная связь между величинами δ¹⁸О и температурами приземного слоя воздуха (Dansgaard, 1965) позволяет использовать изотопный состав кислорода ледниковых льдов для палеоклиматических реконструкций. Однако зависимость δ¹⁸О–Т в глобальном масштабе присущая атмосферным осадкам не всегда характерна для ледникового льда.

Увеличение значений δ¹⁸О и δ²Н, выраженное в 14-метровом ледниковом керне от 2006 к 2022 гг., по нашему мнению, не связано с изменением локальных температур. Несмотря на то, что для Камчатки в последние десятилетия отмечаются положительные тренды температур воздуха, составляющие в среднем +0.4 °C/10 лет (Korneva et al., 2024), среднегодовые значения δ¹⁸О и Т_ср.год и, в целом, не коррелируют (r ² = 0.2). Основной причиной увеличения значений δ¹⁸О ледникового льда было не повышение температур воздуха, а изменение в соотношении накопления зимних и летних сезонных осадков на леднике.

Влияние сезонности на формирование изотопной записи. На Камчатку поступает большое количество водяного пара с обширной океанской территории. По работе (Sato et al., 2013) на основе корреляции температуры воздуха на высоте 2 м (по данным ERA40 reanalysis) со значениями δ²Н ледяного керна можно заключить, что основным источником пара для осадков на Ушковском вулкане являются районы Тихого океана 20–30° с.ш. и 160–180° в.д. (см. рис., район III). Учитывая большую изменчивость циркуляционных условий в течение года, можно говорить о том, что источником водяного пара для Ушковского служит не только Тихий океан, но и ближайшие к Камчатке моря: Охотское и Японское. Сезонная смена основных источников влаги, а также сезонное изменение условий испарения водяного пара над поверхностью океана (Yoshimura, Ichiyanagi, 2009), отражаются в изменениях величины дейтериевого эксцесса атмосферных осадков региона.

Согласно (Craig, Gordon, 1965; Merlivat, Jouzel, 1979) изотопный состав водяного пара над океаном определяется равновесными и кинетическими коэффициентами изотопного фракционирования, а также величиной относительной влажности. Равновесные коэффициенты зависят от температуры поверхности океана (ТПО), кинетические являются константой. Величина дейтериевого эксцесса становится выше с увеличением ТПО (0.35‰/°С) и ниже с увеличением относительной влажности (−0.43‰/%) (Pfahl, Sodemann, 2014).

Измерения d-excess в водяном паре пограничного слоя показывают, что относительная влажность над поверхностью океана отрицательно коррелирует с d-excess водяного пара, причём наблюдения проводились в разных регионах, охватывали широкий диапазон условий испарения и были получены с использованием разных подходов (Pfahl, Sodemann, 2014 и ссылки в ней). Это указывает на доминирующую, универсальную связь между d-excess водяного пара, испаряющегося с поверхности океана, и приповерхностной относительной влажностью и находится в полном соответствии с теоретическими соображениями (Craig, Gordon, 1965; Merlivat, Jouzel, 1979).

Поскольку зимой температура атмосферного воздуха над океаном значительно ниже температуры поверхности воды, то относительная влажность уменьшается, что приводит к увеличению d-excess пара. Водяной пар с высокими d-excess может иметь происхождение как из северных районов Тихого океана, так и из акватории Японского моря (Uemura et al., 2012). Расчёты, выполненные в работе (Pfahl, Sodemann, 2014), также показывают, что Японское море и Тихий океан к востоку от Японии (см. рис. 4, район I) в зимний период служат основным источником водяного пара с высокими величинами d-excess, в более восточных районах Тихого океана (см. рис.4, район II) величина d-excess пара заметно падает вслед за увеличением относительной влажности. Летом температура воздуха над океаном близка к температуре воды, испарение происходит при высокой относительной влажности, что приводит к низким значениям d-excess водяного пара. Таким образом, летние осадки почти всегда имеют низкие величины d-excess, в то время как d-excess зимних осадков зависит о того, из какой области Тихого океана принесена влага.

 

Рис. 4. Распределение полученных в 2022 г. значений δ¹⁸О и d-excess ледниковом льду в кратере Горшкова относительно ранее установленных в керне К–2 (Shiraiwa, Yamaguchi, 2002): 1 – все значения δ¹⁸О, 2 – среднегодовые значения δ¹⁸О, 3 – все значения d-excess, 4 – среднегодовые значения d-excess, 5 – значения δ¹⁸О в керне К–2, 6 – среднегодовые значения δ¹⁸О в керне К–2

Fig. 4. Distribution of δ¹⁸О and d-excess values obtained in 2022 for glacial ice in the Gorshkov crater relative to those previously established in the K–2 core (Shiraiwa, Yamaguchi, 2002): 1 – all δ¹⁸О values, 2 – average annual δ¹⁸О values, 3 – all values d-excess, 4 – average annual values of d-excess, 5 – δ¹⁸О values in core K-2, 6 – average annual δ¹⁸О values in core K–2

 

В распределении значений δ¹⁸О и δ²Н в ледяном керне 2022 г. заметен слабый тренд повышения значений с глубины 10.66 м в.экв. к поверхности (см. рис. 2) на фоне уменьшения величин d-excess. Изменения среднегодовых значений δ¹⁸О и δ²Н (см. табл. 1) происходит согласно линии с наклоном 7.3, что близко к установленной линии регрессии по всем образцам (см. рис. 3), которая в случае ледникового льда на Ушковском вулкане представляет собой линию смешения осадков зимнего и летнего периодов. Среднегодовые значения δ¹⁸О и δ²Н льда отражают пропорции количественного вклада этих осадков в годовой слой. Интересно, что этой линии смешения в целом соответствуют и средние значения δ¹⁸О и δ²Н по керну К–2, полученному здесь же в 1998 г. (см. рис. 3).

Для опубликованных ранее значений δ¹⁸О в керне К–2 были отмечены тренды повышения и понижения среднегодовых значений: осреднённые с шагом 5 лет среднегодовые значения δ¹⁸О для 19 в. составили −22±1‰ и повысились в ХХ в. до −21.2‰ (Shiraiwa, Yamaguchi, 2002), что, по мнению авторов, связано с повышением температур воздуха в регионе. Среднегодовые значения δ²Н для керна К-2, датированного с 1735 по 1997 г., приводятся в работе (Sato et al., 2013), среднее значение по всему керну составило −160.1‰ (Sato et al., 2013). На основе этих данных – среднегодовых и многолетних трендов значений δ¹⁸О и δ²Н – были сделаны предположения, что изотопная запись по Камчатским ледникам отражает климатические колебания, произошедшие за последние 260 лет (Shiraiwa, Yamaguchi, 2002; Sato et al., 2013).

По сравнению с периодом 1800–1998 гг., судя по данным (Shiraiwa, Yamaguchi, 2002; Sato et al., 2013), в 2006–2022 гг. общий диапазон вариаций δ¹⁸О и δ²Н значительно уменьшился, а среднегодовые значения δ¹⁸О и δ²Н возросли (рис. 4). Поскольку это возрастание среднегодовых величин δ¹⁸О и δ²Н сопровождается уменьшением d-excess, мы полагаем, что основной причиной таких изменений послужило увеличение доли атмосферных осадков летнего и переходных сезонов (осени и весны).

Изменения в источнике влаги. Изменения среднегодовых величин дейтериевого эксцесса (d-excess = δ²H – 8δ¹⁸O) вследствие изменения пропорций сезонного смешения (вдоль линии δ²Н = 7.3 δ¹⁸О – 0.7), для среднегодовых значений, должны соответствовать уравнению:

∆ d-excess = ∆δ²H − 8∆δ¹⁸O

∆δ²H/∆δ¹⁸O=7.3

∆ d-excess _сезон = 7.3∆δ¹⁸O – 8∆δ¹⁸O = −0.7∆δ¹⁸O (2).

В табл. 1 приведены величины ∆ d-excess _сезон (рассчитанные по уравнению 2). Если они близки к общему изменению ∆d-excess годового слоя относительно среднего по керну, то можно говорить о формировании изотопного сигнала за счёт изменения пропорций сезонных осадков, в случае большого отличия дейтериевый эксцесс является показателем влияния других факторов.

На изменение величин d-excess атмосферных осадков может влиять как изменение условий испарения в источнике влаги, так и изменение положения основного источника происхождения осадков. Наибольшее влияние изменений в источнике пара отмечается в горизонтах 2011–2012 и 2021–2022 гг. Если предположить, что основные источники не менялись, а сезонные изменения в относительной влажности на поверхности моря, приводящие к формированию высоких d-excess водяного пара, уже учитываются в сезонности изотопных параметров осадков, то дополнительные изменения величин d-excess (относительно уравнения 2) должны быть связаны с изменением температур поверхности океана. Будем полагать, что изменение значения δ¹⁸O конкретного года от среднего значения по керну (∆δ¹⁸O) обусловлено изменением пропорцией сезонного смешения (∆δ¹⁸O_сезон,) и изменением ТПО в источнике влаги:

∆δ¹⁸O = ∆δ¹⁸O_сезон + 0.1∆T,

где ∆T – изменение ТПО, коэффициент δ¹⁸О/ТПО = 0.1‰/°С (согласно модели Merlivat, Jouzel, 1979).

Таким образом,

∆δ¹⁸O_сезон = ∆δ¹⁸O – 0.1∆T (3)

Воспользовавшись коэффициентом d-excess/ТПО =0.35‰/°С (по Pfahl, Sodemann, 2014), с учётом уравнения (2) подобным образом выразим изменения дейтериевого эксцесса:

∆d-excess = −0.7∆δ¹⁸O_сезон + 0.35∆T (4)

Подставив уравнение (3) в уравнение (4), получим:

∆d-excess = −0.7(∆δ¹⁸O – 0.1∆T) + 0.35 ∆T (5)

Решив уравнение (5), получаем значения изменения ТПО (∆T) в источнике влаги (см. табл. 1)

Поскольку точность измерения величин δ²Н составляла ±1‰, то погрешность расчёта ∆T близка к расчётным величинам изменения ТПО для всех годовых слоёв, за исключением горизонтов 2011–2012 и 2021–2022 гг. Для этих годовых слоёв расчётное увеличение температуры поверхности воды составило 4.5 и 6.5 °C при погрешности расчёта ±2.5 °C. Изменения температур могли быть связаны с сильной положительной аномалией температуры поверхности воды в северо-западном секторе Тихого океана. Действительно, по данным HadSST наблюдалась длительная устойчивая положительная аномалия температуры поверхности океана с октября 2021 г. по январь 2022 г. в северной части Тихого океана, а также с октября по декабрь 2011 г. В среднем за октябрь–декабрь 2021 гг. значение аномалии составило до 3 °C (относительно среднего за 1961–1990 гг.) в северной части Тихого океана и до 5 °C в Японском море (рис. 5, а). В октябре–декабре 2011 г. аномалия температуры была менее интенсивна (до +2…+2.5 °C) и занимала меньшую площадь (см. рис. 5, б), однако всё же среднее значение за 2006–2022 гг. было превышено более чем на 1 °C. Такой сильной и продолжительной аномалии температуры поверхности воды, как в 2021–2022 гг. ,в этом регионе не наблюдалось ни разу в холодные сезоны, начиная с 2006 г.

 

Рис. 5. Среднемесячная аномалия температуры поверхности воды относительно базового периода 1961–1990 гг. за октябрь–декабрь: 2021 г. (а); 2011 г. (б); 2006–2022 гг. (в); среднесуточная адвекция влаги Q (г/кг × с-1 × 105) (цветная заливка) и среднесуточное направление ветра (стрелки) на уровне 600гПа по данным реанализа ERA5 в среднем за октябрь–декабрь 2021 г. (г); 2011 г. (д); 2006–2022 гг. (е)

Fig. 5. Average monthly anomaly of water surface temperature relative to the base period 1961–1990. for October-December: 2021 (а); 2011 (б); 2006–2022 (в); average daily moisture advection Q (g/kg × s–1 × 105) (color fill) and average daily wind direction (arrows) at 600 hPa according to ERA5 reanalysis data on average for October-December 2021 (г); 2011 г. (д); 2006–2022 (е)

 

Основные траектории циклонов, приносящих осадки на Камчатку в холодное время года, различны в зависимости от положения полярного фронта в конкретный месяц года. В середине зимы (январь) интенсивность и продолжительность циклонов, которые образуются к югу от Камчатки, падает (Schemm et al., 2021), а центр циклонов, образующихся в районе течения Куросио, сдвигается в сторону экватора. Основные траектории движения циклонов в регионе в октябре–марте 1998–2003 гг. имели преимущественно зональный характер – над океаном от Курильских островов в восточные районы Берингова моря. В начале XXI в. (2009–2015 гг.) преобладали меридиональные траектории из субтропиков – участились южные циклоны от Японских островов в Охотское море и западную часть Берингова моря, что может быть связано с ослаблением Алеутской депрессии и смещением её на запад (Glebova, 2018). Анализ среднего направления ветра на уровне 600 Гпа (около 4 км) по реанализу ERA5 за 2006–2022 гг. показывает, что над Камчаткой ведущий поток воздуха на этой высоте в период с октября по декабрь направлен с запада и юго-запада, а в январе-феврале уже характерен северо-восточный перенос с северных районов Тихого океана по периферии алеутской депрессии.

Таким образом, учитывая тенденции в изменении атмосферной циркуляции в сторону более меридиональной, в последнее десятилетие осенью и в начале зимы в акваторию Охотского моря и на Камчатку, по-видимому, более часто стали приходить воздушные массы из субтропиков, в частности из районов течения Куросио. Распределение адвекции влаги показывает, что в 2011 и 2021 гг. значения Q были выше, чем в среднем за октябрь–декабрь 2013–2020 гг. (см. рис. 5, е). Максимумы адвекции влаги находятся к востоку от Японских островов – в 2021 г. в зоне 30–40° с.ш., в 2011 г. область максимумов вытянута с юго-запада на северо-восток до 50° с.ш. В октябре–декабре 2021 г. для ведущего потока воздуха на уровне 4 км была характерна сильная юго-западная составляющая (см. рис. 5, г). Аномально тёплая морская поверхность в этих районах и, соответственно, более интенсивное испарение в регионе в 2011 и 2021 гг. могли способствовать поступлению на Камчатский полуостров влаги с более высокими значениями дейтериевого эксцесса, чем в другие сезоны.

Сопоставление величины d-excess льда керна 2022 г. с индексом Тихоокеанского декадного колебания (ТДО) показало, что в некоторых случаях отмечается выраженная обратная корреляция, которая также наиболее сильно проявляется для 2011–2012 и 2021–2022 гг. (рис. 6).

 

Рис. 6. Вариации индекса Тихоокеанского декадного колебания (ТДО) относительно дейтериевого эксцесса в керне 2022 г.: 1 – индексы ТДО среднегодовые, осредненные с июля по июль; 2 – индексы ТДО; 3 – несезонные колебания d-excess = ∆d-excess − ∆d-excess_сезон; 4 – величины d-excess по всему керну

Fig. 6. Variations of the Pacific Decadal Oscillation (PDO) index relative to deuterium kurtosis in the 2022 core: 1 – PDO indices, averaged from July to July; 2 – annual average PDO indices; 3 – non-seasonal fluctuations d-excess = ∆d-excess − ∆d-excess_season; 4 – d-excess values throughout the core

 

Тихоокеанское десятилетнее колебание является основной модой климатической изменчивости Тихого океана, наряду с Эль-Ниньо (ENSO – El Nino / Southern Oscillation). Фазы ТДО определяются сменой положения аномалий температуры поверхности океана во внутренней части севера Тихого океана и у Тихоокеанского побережья Северной Америки. Поэтому очевидно, что индексы ТДО должны быть связаны с величиной дейтериевого эксцесса атмосферных осадков Камчатки, источником которых служат внутренние районы севера Тихого океана. Между 2012 и 2018 гг. мы столкнулись со значительным усреднением изотопной записи в керне, что, скорее всего, связано с большим участием жидкой воды в формировании льда. Глобальные циркуляционные процессы в Тихом океане влияют на формирование изотопных параметров ледникового льда Камчатки. Однако эти эффекты слабо выражены на фоне преобладающей роли изменений в сезонном накоплении атмосферных осадков на леднике.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Получен новый неглубокий ледниковый керн в кратере Горшкова вулкана Ушковский; его общая глубина составила 14 м (10.5 м водного эквивалента), что соответствует 16 годам аккумуляции согласно вариациям δ¹⁸О и химическому составу пепловых горизонтов.

Значения δ¹⁸О и δ²Н льда варьируют от −16 до −24‰ и от −110.5 до −177.7‰ при средних значениях −20.5 и −150.2‰, соответственно. Величина дейтериевого эксцесса меняется по глубине от 8.7 до 21.3‰ при среднем значении 13.7‰. Значения δ¹⁸О и δ²Н льда формируют линейный тренд, описывающийся уравнением δ²Н = 7.47 × δ¹⁸О + 2.9 (R² = 0.98); наклон линии, отличный от глобальной линии метеорных вод, отражает смешение летних и зимних атмосферных осадков. Зимой воздушные массы, образовавшиеся над Японским морем и Тихим океаном в секторе 30–40° с.ш. и 140–160° в.д., приносят осадки с высокими величинами d-excess, что обусловлено низкой относительной влажностью в районе-источнике пара. Летом над большей частью акватория севера Тихого океана отмечается высокая относительная влажность, в результате водяной пар имеет низкие величины d-excess. Поэтому лёд, сформированный летними осадками, имеет высокие значения δ¹⁸О (δ²Н) на фоне низких d-excess, а лёд зимнего сезона, наоборот, имеет низкие величины δ¹⁸О (δ²Н) и высокие d-excess.

Изменения величин δ¹⁸О и δ²Н льда по глубине происходят в противофазе с изменениями d-excess, что отражает доминирующую роль пропорций накопления сезонных осадков в формировании изотопного сигнала ледникового льда. Отличия средних значений δ¹⁸О и δ²Н льда нового керна от керна К–2, полученного в кратере вулкана Ушковский ранее, связаны с изменением структуры питания ледника – преобладанием осадков летнего (весеннего) сезона на фоне уменьшения осадков зимнего периода.

На изотопные параметры льда могут влиять изменения в источнике водяного пара, откуда воздушные массы приносят осадки на Камчатку. Условия в районе происхождения влаги играли заметную роль в формировании среднегодового значения d-excess годовых слоёв льда 2011/12 и 2021/22 гг. Расчёт по величине d-excess с учётом сезонности показал, что для этих лет характерна выраженная положительная аномалия температур поверхности моря. Это подтверждается данными наблюдений HadSST: длительная устойчивая положительная аномалия температуры поверхности океана в северо-западном секторе Тихого океана существовала с октября 2021 г. по январь 2022 г., а также с октября по декабрь 2011 г. В среднем за октябрь–декабрь 2021 г. значение аномалии составило до 3°С (относительно среднего за 1961–1990 гг.) в северной части Тихого океана и до 5°С в Японском море. Такой сильной и продолжительной аномалии температуры поверхности воды в этом регионе в другие сезоны не наблюдалось. Для 2011–2012 и 2021–2022 годовых слоёв льда в керне была отмечена обратная корреляция между индексом Тихоокеанского декадного колебания и величинами d-excess. Это означает, что глобальные циркуляционные процессы в Тихом океане находят своё отражение в изотопных (δ¹⁸О, d-excess) характеристиках ледникового льда.

Благодарности. Авторы благодарят П.А. Торопова за помощь в полевых работах и обсуждении результатов. Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РНФ 22-17-00159. Анализ изотопного состава (δ¹⁸О, δ²Н) льда проводился в рамках мегагранта (Соглашение № 075-15-2021-599 от 08.06.2021). Анализ климатической изменчивости в тихоокеанском регионе выполнен в рамках государственного задания Института географии РАН № FMGE-2019-0004.

Acknowledgments. We thank P.A. Toropov for assistance in field work and discussion of the results. The work was carried out with financial support from the Russian Science Foundation grant 22-17-00159. Analysis of the isotopic composition (δ¹⁸О, δ²Н) of ice was carried out within the framework of the Megagrant (Agreement No. 075-15-2021-599 dated 06/08/2021). The analysis of climatic variability in the Pacific region was carried out within the framework of the state assignment of the Institute of Geography of the Russian Academy of Sciences No. FMGE-2019-0004.

Об авторах

Ю. Н. Чижова

Институт геологии рудных месторождений, петрологии, минералогии и геохимии (ИГЕМ) РАН; Институт географии РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: eacentr@yandex.ru
Россия, Москва; Москва

В. Н. Михаленко

Институт географии РАН

Email: eacentr@yandex.ru
Россия, Москва

И. А. Корнева

Институт географии РАН; Институт природно-технических систем

Email: eacentr@yandex.ru
Россия, Москва; Севастополь

Я. Д. Муравьев

Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН

Email: eacentr@yandex.ru
Россия, Петропавловск-Камчатский

А. Г. Хайрединова

Институт географии РАН

Email: eacentr@yandex.ru
Россия, Москва

М. А. Воробьев

Институт географии РАН

Email: eacentr@yandex.ru
Россия, Москва

Список литературы

Дополнительные файлы