Лёд и Снег, 2023, T. 63, № 1, стр. 85-92

ВВЕДЕНИЕ

Из известных пещер со льдом Аскинская и Киндерлинская пещеры находятся на самых низких абсолютных отметках: 260 и 208 м соответственно. Аскинская пещера впервые исследована в 1902 г., а Киндерлинскую открыли в 1974 г. Пещерный лёд часто встречается в низкогорье средних широт, в основном, где среднегодовая температура воздуха составляет около 0°C (Kern et al., 2009), но с холодными зимами и специфическими условиями циркуляции воздуха в пещере. Лёд в пещерах имеет различный генезис: конжеляционный, сублимационный и осадочно-метаморфический. Источником пещерных льдов могут быть инфильтрационная вода, водяные пары и снег.

Конжеляционные льды характерны для пещер с суровым температурным режимом. Они делятся на наледи, к которым относятся покровы, сталактиты, сталагмиты, гребешки, каскады, драпировки и ансамбли – сочетания простых форм, а также льды, образовавшиеся из брызг воды – “экраны”, “коры обледенения” на полу и стенах пещер. Сублимационные льды формируются при охлаждении воздуха в ветровых (динамических) пещерах. На поверхности охлажденных горных пород и на льду образуются такие сублимационные формы, как иней, изморозь, кристаллы. Осадочно-метаморфические льды формируются из снега, попадающего в пещеру. Скопления снега возникают только в подземных полостях с большими входами. Часто пещерный лёд образован не только снегом, но и смесью снега и талых вод, которые замерзают в порах снега и фирна.

Несмотря на поиски возможностей использования льда пещер как палеоклиматических архивов (Clausen et al., 2006; Bǎdǎluța et al., 2020), эти льды остаются малоизученным компонентом криосферы. Большинство современных исследований пещерного льда проводилось в нескольких областях Альп (Luetscher et al., 2007; May et al., 2011; Morard et al., 2010) и Карпат (Fórizs et al., 2004; Kern et al., 2010; Perşoiu, Pazdur, 2011). В исследованиях пещерного льда основное внимание сосредоточено на установлении источников питания, а также поисках связи изотопного состава кислорода/водорода льда с температурой воздуха (Kern et al., 2009). Показано, что зимние осадки вносят определяющий вклад в формирование льда в пещере Фокуль Виу, Румыния (Fórizs et al., 2004), Добшинской пещере в Словакии (Clausen et al., 2006), пещере Вукусич в Хорватии (Kern et al., 2010), пещере Винтер Вандефул, США (Munroe, 2021), а участие летних и среднегодовых осадков отмечено для ледяных пещер Скэришоара в Румынских горах (Perşoiu, Pazdur, 2011), Монлези в Швейцарии (Luetscher et al., 2007), Бортиг в Румынии (Kern et al., 2009), а также в верхних горизонтах льдов в пещере Мамутхеле в Австрии (Kern et al., 2011). Исследования пещеры Каверн де Люрс в Канаде (Lacelle et al., 2009) показали, что сезонный лёд на дне пещеры, как и сталактиты, и сталагмиты, сформирован из инфильтрационных вод, аккумулируемых в перекрывающих отложениях (эпикарстовой зоне).

Задача работы – установление механизмов образования многолетнего льда в Аскинской и Киндерлинской пещерах Южного Урала, а также источника вод и процессов, ответственных за формирование изотопных параметров пещерных льдов.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Район исследований. Аскинская (54°14′, с.ш., 56°54′ 10 в.д.) и Киндерлинская (54°9′ с.ш., 56°51′ в.д.) пещеры расположены в 100 км на юго-восток от города Уфа (Республика Башкортостан) в пределах горного хребта Улутау, максимальная абсолютная высота которого составляет 657 м (рис. 1). Аскинская пещера находится на высоте 60 м над руслом р. Каранъюрт, а Киндерлинская – на высоте 70 м над руслом р. Большая Киндерля. Таким образом, относительные превышения над уровнем дренирования у этих пещер различаются мало. Входы в пещеры расположены на верхних участках склонов речных долин. Вход в Аскинскую пещеру длиной более 20 м и высотой около 9 м обращен на северо-восток, а вход в Киндерлинскую имеет высоту 12 м и ширину около 7 м и выходит на юг. Обе пещеры расположены в отложениях известняков верхнего девона. Климат территории – континентальный: средняя годовая температура воздуха составляет 2.2°C при годовой амплитуде 36°С, в год выпадает 740–750 мм осадков, из которых около 30% приходится на холодный период года. В регионе формируется устойчивый снежный покров, толщина которого достигает 0.7–0.8 м. Для обеих пещер характерно широкое распространение таких снежно-ледовых образований как наледи-покровы, ледяные сталактиты, ледяные сталагмиты, ледяные кристаллы и снежники (Кудряшов, 1965; Vakhrushev, 1972; Соколов, 2008). Сезонные льды формируются около входов в подземные полости или в их внутренних частях под трещиноватыми или расположенными близко к дневной поверхности сводами, где летние температуры поднимаются выше 0°C. Многолетние льды приурочены к тем участкам пещер, где среднегодовые температуры отрицательны, а летние – близки к 0°C. Пещера Аскинская относится к статическому микроклиматическому типу (Luetscher, Jeannin, 2004; Trofimova, 2019). Это – одна из крупнейших на Южном Урале подземная полость мешкообразного типа с наледью. Площадь наледи около 5 тыс. м², толщина её изменяется от 60–62 см в центре зала до 2 м в его северо-западной части.

Киндерлинская пещера – крупнейшая по длине и амплитуде горизонтальная пещера Южного Урала. Многолетняя наледь расположена у основного входа, её длина составляет около 120 м при ширине 6–12 м, толщина льда изменяется от нескольких сантиметров у входа до 7–8 м в центральной части наледи. Сбоку от основной наледи опробован ледяной колодец, представляющий собой круто падающую вниз ледяную стенку. С нижнего уровня пещеры этот колодец выглядит как подводная часть корабля, поэтому назван Летучий голландец.

Отбор образцов. В летний период 2019 г. в пещерах Аскинская и Киндерлинская ручным механическим ледовым буром ПИ-8 лёд пробурен до глубины 2 м. В Аскинской пещере бурение велось в северо-западной, наиболее мощной выровненной части наледного тела, в 25 м от входа в пещеру в несколько этапов. В Киндерлинской пещере бурение льда было организовано в районе плоской площадки, расположенной в середине уступа высотой около 4 м и в 30 м от входа. Ледяные керны разрезались на отдельные части длиной 20 см, которые упаковывались в двойные zip-пакеты. В стационарных условиях лёд расплавляли, отстаивали восемь часов, а затем талую воду переливали в стерильные пробирки объёмом 15 мл с завинчивающейся крышкой (производство компании Corning) и герметизировали парафиновой лентой.

Изотопный анализ кислорода и водорода. Определения изотопного состава кислорода и водорода в отобранных пробах были выполнены в Лаборатории геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН. Изотопный состав кислорода определяли методом изотопного уравновешивания в режиме постоянного потока гелия (CF-IRMS) с использованием масс-спектрометра DELTA V+ (Thermo Co., Germany), совмещенного с GasBench-II периферией. Изотопный состав водорода измеряли методом разложения пробы на металлическом хроме с использованием периферии H/Device и масс-спектрометра DELTA-plus (Thermo Co., Germany). Все измеренные значения δ¹⁸O и δD калибровались в шкале V–SMOWV–SLAP, точность измерений составила ±0.05 и ±0.3‰ соответственно.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Для всех изученных образцов пещерного льда характерен узкий диапазон значений δ¹⁸О и δD с незначительными вариациями относительно среднего значения: δ¹⁸О = −12.14 ± 0.25 и −12.5 ± ± 0.22‰ (Аскинская пещера) и δD = −89.1 ± 1.8 и −92.8 ± 1.5‰ (Киндерлинская пещера) (рис. 2, табл. 1). Близость изотопных параметров указывает на общий источник воды для формирования льда в этих пещерах. Кроме того, полученные составы близки к среднемноголетним среднегодовым значениям δ¹⁸О и δD атмосферных осадков региона. Согласно данным многолетних наблюдений сети GNIP на ближайшей к району исследований метеостанции в городе Пермь (WMO code 2822500), среднегодовые значения δ¹⁸О осадков для семи лет наблюдений варьировали от −10.84 до −14.48‰ при вариациях среднегодовых значений δD (для трёх лет наблюдений) от −87 до −96.6‰. Несмотря на ограниченное число данных, имеющихся в базе GNIP, они дают общее представление об изотопных параметрах средневзвешенных атмосферных осадков региона, что позволяет уверенно считать, что лёд данных пещер сформирован именно за счёт атмосферных осадков.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Обоснование инфильтрационной природы источника пещерного льда. Величины δ¹⁸О и δD льда Аскинской и Киндерлинской пещер соответствуют среднегодовым значениям δ¹⁸О и δD осадков региона. К составу атмосферных осадков близки изотопные параметры инфильтрата, собранного в пещерах, который несет метку осредненных атмосферных осадков. Таким образом, как уже отмечалось, можно считать, что именно инфильтрующиеся атмосферные воды – источник льда в этих пещерах, а данный вид пещерного льда – классическая конжеляционная наледь. Отметим, что в изотопных параметрах пещерного льда не проявлены экстремальные сезонные сигналы атмосферных осадков. С ноября по март осадки в данном районе характеризуются следующими среднемесячными величинами: согласно OIPC (https://wateriso.utah.edu) –δ¹⁸О = −15.5…−19.2‰ и δD = −111…−140‰; согласно GNIP (https://nucleus.iaea.org/wiser) – −16.6…−19.5‰ и −127.5…−141.6‰ соответственно. Летние осадки имеют такие значения: согласно OIPC – δ¹⁸О = = −6.2…−9.2 и δD = −36…−65‰; согласно GNIP −7.76...−11.3‰ и –61…–72‰ соответственно. Однако все измеренные величины δ¹⁸О и δD пещерного льда варьируют в крайне узких пределах, что указывает на высокую степень гомогенизации изотопного сигнала атмосферных осадков и, следовательно, или на большой объём подземного резервуара, или на большое время пребывания вод в подземном коллекторе. Эти данные показывают, что зимний снег, попадающий в пещеры через большие открытые входы (например, в Киндерлинской, где наледь расположена непосредственно у входа), не участвует в образовании льда.

Формирование изотопных параметров льда. На конжеляционную природу изученных наледей указывают наклоны на δD–δ¹⁸O диаграмме, характерные для льда обеих пещер (рис. 3). При конжеляционном льдообразовании объём воды ограничен, и система близка к закрытой, в которой величины δ¹⁸О и δD образующегося льда описываются уравнением рэлеевского исчерпания (Souchez, Jouzel, 1984):

где δ_i – значения δ¹⁸О образованного льда; δ₀ – значения δ¹⁸О начальной воды; f – доля остающейся воды; α – коэффициент фракционирования в системе вода–лёд.

При этом наклон линии на δD–δ¹⁸O диаграмме будет меньше, чем при равновесном льдообразовании в открытой системе (Lacelle, 2011). Для замерзающего инфильтрата с изотопными параметрами δ¹⁸О = −13 и δD = −76‰ расчётный наклон линии в координатах δD–δ¹⁸O составляет 6.6. Для Аскинской и Киндерлинской пещер составы льда лежат вдоль расчётной линии рэлеевского исчерпания при замерзании воды с изотопными параметрами инфильтрата (см. рис. 3). Некоторые отклонения от расчётной линии связаны с разной мощностью слоя намерзающего льда за сезон (Lacelle et al., 2009) и разной скоростью льдообразования (Souchez et al., 1987; 2000). Например, для классической наледи в верховьях р. Фирт, Северный Юкон (Clark, Lauriol, 1997), установлено три цикла намерзания льда в закрытой системе и точно определены коэффициенты изотопного фракционирования вода–лёд. Для каждого цикла эти коэффициенты оказались разными, что авторы связали с разной скоростью и толщиной слоя промерзающей воды (Clark, Lauriol, 1997). Прямые наблюдения за порциями конжеляционного льда и остающейся водой в пещере Скэришоара (Румыния) позволили установить величины коэффициентов фракционирования вода–лёд (1.0018–1.0013 для изотопов кислорода и 1.008–1.013 для изотопов водорода, Persoiu et al., 2011), которые существенно ниже экспериментально определенных равновесных коэффициентов фракционирования – 1.0031 и 1.021 соответственно (Lehmann, Siegenthaler, 1991). Многолетние наледи в пещерах Киндерлинская и Аскинская, судя по небольшому диапазону величин δ¹⁸О и δD, формировались за счёт прироста тонких слоев воды, промерзающих с высокой скоростью.

В Аскинской пещере эффекты конжеляционного льдообразования в закрытой системе ярко выражены для льда ледяного колодца Летучий голландец. Для подобных ледяных структур характерно медленное образование льда в условиях, близких к реализации изотопного равновесия в системе вода–лёд. Для льда этого колодца наклон линии корреляции в координатах δD–δ¹⁸О близок к теоретическому наклону рэлеевского исчерпания при замерзании инфильтрата с параметрами δ¹⁸О = −13‰ и δD = −76‰ (см. рис. 3). Изотопные характеристики двух сталагмитов, опробованных в обеих пещерах, лежат в области тренда рэлеевского исчерпания и представляют собой первые порции замерзающего инфильтрата: инфильтрационные воды попадают на поверхность наледи, стекая по поверхности сталагмитов, где формируются тонкие слои льда, а оставшаяся вода капает вниз и замерзает, образуя наледь.

Формирование изотопных характеристик воды инфильтрата. Как уже отмечалось, изотопные характеристики изученного пещерного льда указывают на его инфильтрационное происхождение. Изотопный состав инфильтрата, изученного нами, отвечает среднегодовым значениям осадков δD и δ¹⁸О, указывая на усреднение воды атмосферных осадков в порово-трещинном пространстве пород-коллекторов. Однако изотопные параметры осредненных (средневзвешенных) атмосферных осадков региона (δ¹⁸О = −11.6 и δD −81.1‰) отличаются от состава инфильтрата (δ¹⁸О = −13 и δD = −76‰). Для оценки средневзвешенных изотопных параметров атмосферных осадков региона применен онлайн OIPC-калькулятор (https://wateriso.utah.edu), позволивший рассчитать среднемесячные величины δ¹⁸О и δD осадков для координат и абсолютных высот каждой из пещер с учетом количества выпадающих осадков за последние пять лет по данным ближайшей метеостанции (город Стерлитамак).

Координаты точки инфильтрата на δD–δ¹⁸О изотопной диаграмме не соответствуют точке среднегодовых средневзвешенных атмосферных осадков и не лежат на линии смещения летних и зимних осадков. Инфильтрат имеет более низкие величины δ¹⁸О и δD по сравнению со среднегодовыми атмосферными осадками. Это указывает на превалирование в составе инфильтрата атмосферных осадков зимнего периода. Согласно расчету по OIPC-калькулятору, изотопные параметры зимних (ноябрь–апрель) осадков составляют δ¹⁸О = −16 и δD = −115.5‰, а летних – δ¹⁸О = = −8.2 и δD = −53.8‰ (май–октябрь). Согласно изотопному балансу, состав инфильтрата соответствует вкладу 68% осадков зимнего периода и 32% летнего. Расчёт проведен по величине δD, которая ведет себя нейтрально при взаимодействии вода–порода. Полученное соотношение 2:1 показывает, что подземный коллектор пополняется в большей степени за счёт талых снеговых вод, чем за счёт летних осадков. К похожему результату привело изучение изотопного состава кислорода сталагмитов Киндерлинской пещеры (Baker et al., 2017). Действительно, летние атмосферные осадки в зоне континентального климата существенно подвержены испарению и попадают в подземные коллектора лишь частично.

Проведенный балансовый расчёт позволяет объяснить отклонение состава инфильтрата от точки среднегодовых осадков, но он не объясняет того факта, что точка состава инфильтрата не лежит на линии атмосферных осадков региона и отклоняется от нее вправо, в сторону возрастания величины δ¹⁸О на 0.5‰ (см. рис. 3). Вероятно, это связано с проявлением эффекта взаимодействия инфильтрационных вод с материалом вмещающих пород-коллекторов. Данный процесс часто выражен в районах карбонатного карста, к которому принадлежат обе пещеры. Как в Аскинской, так и в Киндерлинской пещерах отмечалось присутствие криогенного кальцита и криогенной муки на поверхности льда (Кадебская, 2016), что указывает на участие окружающих карбонатных пород в формировании солевого состава инфильтрационных вод в этих пещерах. С таким выводом согласуется и длительное время пребывания воды в закарстованных породах, приводящее к эффективной гомогенизации изотопного сигнала атмосферных осадков.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Лёд Аскинской и Киндерлинской пещер характеризуется узким диапазоном значений δ¹⁸О и δD с очень незначительными их вариациями по глубине: −11.42…−12.89‰ и −83.8…−95.7‰ соответственно. Инфильтрат, опробованный в Киндерлинской пещере, близок по составу к данному диапазону (δ¹⁸О = −13, δD = −76‰). Как для Аскинской, так и для Киндерлинской пещер составы льда лежат вдоль расчётной линии рэлеевского исчерпания в закрытой системе при замерзании воды с изотопными параметрами данного инфильтрата. Таким образом, инфильтрационное происхождение льдов Киндерлинской и Аскинской пещер можно считать доказанным. Многолетние наледи в этих двух пещерах, судя по небольшому диапазону величин δ¹⁸О и δD, формировались за счёт прироста тонких слоев воды, промерзающих с высокой скоростью. Изотопные параметры льда колодца Летучий голландец (δ¹⁸О = −10.36…−12.42‰; δD = −77.9…−91.6‰) наиболее полно соответствуют модели изотопного рэлеевского исчерпания, характерного для образования льда в закрытой системе. Это свидетельствует о медленном образовании льда в условиях, близких к реализации изотопного равновесия в системе вода–лёд.

Изотопные характеристики инфильтрационных вод, поступающих в пещеры, указывают на высокую степень осреднения изотопного сигнала атмосферных осадков в порово-трещинном пространстве пород. В составе инфильтрата преобладают осадки зимнего сезона: соотношение зимних и летних осадков составляет около 2:1. Кроме того, в изотопных характеристиках инфильтрата прослеживается влияние процессов взаимодействия с карбонатным материалом пород-коллекторов, что приводит к изотопно-кислородному сдвигу от состава локальных атмосферных осадков на 0.5‰. Это наблюдение служит дополнительным аргументом в пользу длительного пребывания инфильтрационных вод в порово-трещинном пространстве пород-коллекторов до момента их разгрузки в виде пещерного инфильтрата. Инфильтрационный тип питания пещерных льдов, а также свидетельства длительного осреднения изотопного сигнала атмосферных осадков исключают возможность использования пещерных льдов в качестве климатического (палео)архива.

Благодарности. Работы выполнены в рамках государственного задания ИГЕМ РАН и государственного задания Института географии РАН (№ 0148–2019–0005).

Acknowledgements. The work was carried out within the framework of the State Assignment of the IGEM RAS and the State Assignment of the Institute of Geography RAS (№ 0148–2019–0005).