Лёд и Снег, 2023, T. 63, № 4, стр. 473-488

ВВЕДЕНИЕ

Палеоклиматические реконструкции по кернам ледников умеренного пояса имеют большую значимость для изучения региональной изменчивости климата. Эта значимость обусловлена хорошим разрешением, т.е. высокой аккумуляцией и возможностью сопоставления части записи по кернам с прямыми метеонаблюдениями. Это преимущество, однако, не всегда можно использовать, поскольку на умеренных ледниках плохо сохраняется годовая стратиграфия. Ледники Эльбруса на высотах более 4.5 тыс. м предоставляют такую возможность, так как на этих высотах в холодной фирновой зоне изотопный и химический состав снега не меняется из-за таяния. Хотя высокая скорость снегонакопления не способствует сохранению древнего льда в базальной части ледника, лёд возрастом в несколько сотен лет, вероятно, сохранился в глубоких слоях ледников на Кавказе (Михаленко и др., 2021). На Западном плато Эльбруса в области с высокой скоростью аккумуляции были получены ледяные керны (Ледники…, 2020), палеоклиматическая информация по которым требует тщательного подхода к её расшифровке.

Одной из базовых палеоклиматических характеристик является изотопный состав кислорода и водорода льда, поскольку значения δ¹⁸О и δD осадков зависят от температуры конденсации (Craig, 1961; Dansgaard, 1964) и могут использоваться для реконструкции температур воздуха и характера изменений климата (Merlivat, Jouzel, 1979; Dansgaard et al., 1993). Вариации δ¹⁸О (или δD) по глубине в ледяных кернах также используются для датирования льда путём подсчёта годовых слоёв. Этот подход начал применяться начиная с середины XX века при изучении верхних частей ледяных кернов Гренландии и Антарктиды, покровных и горных ледников. Если для ледяных кернов Антарктиды и Гренландии характерно частое чередование пиков сезонных значений δ¹⁸О, связанное с низким годовым накоплением снега, то для горных ледников с высокой аккумуляцией пики наименьших и наибольших значений не обязательно соответствуют самому холодному и самому тёплому сезону года. Поскольку изотопный состав кислорода сам по себе является палеоклиматическим показателем, важно подобрать способ восстановления метеорологических данных по годовым или сезонным циклам в ледяном керне. Для этого сначала устанавливается связь между местной температурой воздуха и изотопным составом атмосферных осадков для конкретного пункта бурения. В качестве показателя местной температуры используются данные метеонаблюдений на ближайших станциях или данные, получаемые на автоматических метеостанциях в месте бурения. Затем выполняется датирование керна, календарная привязка годовых циклов, расчёт скорости снегонакопления для каждого выделенного годового слоя с учётом плотности, поправок на адвекцию льда и на утончение годовых слоёв и средних годовых значений изотопного состава кислорода, реконструкции температуры. Также был предложен другой способ реконструкции – восстановление скорости снегонакопления и среднесезонных значений температуры отдельно за холодный и тёплый сезоны, этот подход был применён при изучении глубокого керна с Западного плато Эльбруса (Козачек и др., 2015; Mikhalenko et al., 2015) и запатентован (Екайкин и др., 2018).

В статье рассмотрено формирование изотопных характеристик ледникового льда в пределах центрального участка Западного плато Эльбруса. Для этого одновременно в летний сезон 2013 г. выполнено неглубокое бурение в близко расположенных точках, а также бурение двух глубоких скважин в 2017 и 2018 гг. Цель статьи – показать на примере ледяных кернов, полученных на близком расстоянии друг от друга, насколько изотопные характеристики льда зависят от локальных условий снегонакопления, и рассмотреть факторы, влияющие на точность палеотемпературных реконструкций.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Западное плато Эльбруса расположено выше 5000 м над ур. моря, его площадь – около 0.5 км². С востока оно ограничено Западной вершиной Эльбруса, а на запад обрывается крутым ледопадом. Атмосферные осадки выпадают на поверхность плато исключительно в твёрдом виде, а температура фирново-ледяной толщи на глубине 10 м, где затухают сезонные колебания, составляет –17.2°С (Михаленко, 2010). Толщина льда здесь от 60 до 255 м (Лаврентьев и др., 2010). В 2004–2013 гг. на плато было пробурено несколько скважин с получением кернов фирна и льда. В сентябре 2009 г. из скважины, пробуренной на  высоте 5115 м в точке с координатами 43°20′53.9″ с.ш. и 42°25′36.0″ в.д. (рис. 1), получен непрерывный керн длиной 181.8 м от поверхности до ложа ледника (Mikhalenko et al., 2015).

В 2013 г. в этом же месте пробурена скважина до глубины 20.57 м (С–1) и две неглубокие скважины в 30 м (глубиной 5.08, керн С–2) и в 60 м к востоку (глубиной 5.5 м, керн С–3) от этой точки.

В 2017 г получен ледяной керн С–4 длиной 23.7 м в точке максимального снегонакопления на Западном плато Эльбруса. В 2018 г. выполнено бурение в точке, расположенной между участками бурения керна № 1 2013 г. и керна 2017 г. (см. рис. 1), и получен ледяной керн С–5 длиной 35.95 м. Определение плотности выполнено весовым методом для каждого керна, значения плотности использовались для перевода шкалы глубин в мм водного эквивалента (далее мм в.экв.). Ледяные керны упаковывались в термос-ящики и транспортировались в замороженном состоянии.

В условиях холодной лаборатории Института географии РАН при температуре воздуха –25°С выполнено описание кернов и отобраны образцы с разрешением 5 см. Образцы льда растапливались при комнатной температуре, переливались в полипропиленовые пробирки и герметизировались лентой парафильм. Изотопный анализ выполнен в лаборатории ЛИКОС ААНИИ на изотопном анализаторе Picarro L2130-i. Для нормализации измеренных значений δ¹⁸О использовалась линейная регрессия по измеренным одновременно с образцами внутренним лабораторным и международным изотопным стандартам. Точность измерений оценивалась по повторным измерениям одних и тех же образцов в разных сериях измерений, воспроизводимость составила 0.06‰ для δ¹⁸О и 0.30‰ для δ²Н.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Значения δ¹⁸О и δ²Н льда Западного плато во всех изученных кернах в целом варьируют от –4.3 до –30.27‰ и от –18.7 до –228.7‰ соответственно, обнаруживая хорошо выраженную сезонность. Лёд трёх неглубоких кернов, полученных одновременно на Западном плато летом 2013 г., имеет близкий диапазон значений δ¹⁸О (от 22 до 26‰), среднее значение для всех трёх кернов составило –15.2‰. В изотопных характеристиках верхней части кернов, охватывающих летний период 2013 г. и зимний период 2012/13 г., отчётливо прослеживается разный характер накопления снега – в керне С–3 наиболее проявлен сигнал изотопно-лёгких зимних снегопадов, горизонт которых в кернах С–1 и С–2 имеет меньшую мощность (рис. 2).

При переходе в масштаб водного эквивалента заметно несовпадение пиков δ¹⁸О на общей шкале глубин, обусловленное локальными различиями в накоплении снега на Западном плато (рис. 3, а–в). Зимний сезон 2012/13 г. в керне С–3 по значениям δ¹⁸О выделяется на глубинах 239–1243 мм в.экв.; таким образом аккумуляция зимнего периода составила 1004 мм в.экв. Этот же сезон в керне 1 выделен на глубинах 239–913 мм в.экв., т.е. здесь слой зимней аккумуляция был меньше на 330 мм в.экв. Разница между мощностями слоя зимней аккумуляции в керне С–2 и С–3 составила 190 мм в.экв. Добавив величину разницы в шкалу глубин для каждого из кернов, можно увидеть хорошее соответствие изотопных кривых между собой (см. рис. 3, г). Таким образом, в пределах локального участка Западного плато перераспределение выпавшего снега в зимний сезон 2012/13 г. составило 330 мм в.экв. – это примерно 20% средней годовой аккумуляции.

Неравномерное по площади накопление снега создаёт седиментационный шум в изотопной записи. В керне С–1 при относительно меньшей мощности зимнего слоя 2012/13 г. отмечены самые высокие величины δ¹⁸О, а в керне С–3 – и максимальная мощность зимнего слоя и наименьшие величины δ¹⁸О (см. рис. 2), что связано с перемещением зимнего снега на поверхности плато. В летний сезон 2012 г. в керне С–3 также отмечено повышенное накопление по сравнению с керном 1 и 2 и занижение значений δ¹⁸О. Это связано, скорее всего, с относительно большим накоплением переметённого снега, выпавшего в осенний период, который при осреднении был отнесён к летнему сезону.

Значения δ¹⁸О льда керна С–4, полученного в 2017 г. в точке максимального снегонакопления (Лаврентьев и др., 2022), варьируют от –5.31 до ‒30.21‰. В керне выделено 6 годовых циклов по значениям δ¹⁸О (границы сезонов определялись исходя из среднего значения δ¹⁸О = –15.2‰), в нижней части керна сезоны накопления соответствуют сезонам, выделенным в верхней части керна С–1 2013 г. (холодные сезоны 2012/13 и 2011/12 гг., и тёплый сезон 2012 г., см. рис. 3). Повышенное снегонакопление в точке бурения 2017 г. (керн С–4) приводит к изменению изотопного сигнала сезонных горизонтов льда относительно керна С–1. Так, холодный сезон 2012/13 г. характеризуется значениями δ¹⁸Оср = –20.5‰ и слоем сезонной аккумуляции в 891 мм в.экв., этот же сезонный слой в керне С–1 2013 г. характеризуется величиной δ¹⁸Оср = –19.3‰ при мощности слоя 672 мм в.экв. В керне С–5 2018 г. значения δ¹⁸О варьируют от –4.3 до –30.27‰. В керне выделено 14 годовых слоёв, часть из которых соответствует годовым слоям в кернах 2017 и 2013 гг. (см. рис. 4).

Сопоставление средних величин δ¹⁸О для одних и тех же сезонов, выделенных в трёх кернах, показало разницу в среднесезонных величинах δ¹⁸О и мощностях слоя сезонной аккумуляции (табл. 1). Очевидно, что среднесезонное значение δ¹⁸О зависит от мощности слоя, поскольку осредняются все значения внутри выделенных границ. Ожидается, что уменьшение слоя зимней аккумуляции из-за ветрового сноса выпавшего снега должно приводить к увеличению среднесезонной величины δ¹⁸О (когда уменьшается доля зимнего снега с самыми низкими значениями δ¹⁸О). Однако при сопоставлении холодных сезонов за несколько лет наблюдений между величиной аккумуляции и среднесезонной δ¹⁸О не отмечено связи. Так, увеличение слоя сезонной аккумуляции холодного сезона 2016/17 г. в керне С–4 в два раза по сравнению с керном С–5 не только не привело к понижению среднесезонной величины δ¹⁸О в керне С–4, а наоборот, проявилось в более высоком значении δ¹⁸О (см. табл. 1). Это говорит о том, что перемещение снега на поверхности плато является важным фактором формирования изотопной записи, и ветровому перемещению подвергаются не только зимние осадки, но и снегопады осенних и весенних периодов. Для тёплых сезонов заметен некоторый тренд уменьшения сезонной величины δ¹⁸О при увеличении аккумуляции, скорее всего связанный с тем, что перемещается по поверхности плато снег переходных периодов от тёплого к холодному сезону; таким образом, слои большей мощности содержат больше осенних/весенних снегопадов, что понижает среднее значение δ¹⁸О. Для летнего сезона ожидается гораздо меньшее ветровое перераспределение из-за более высоких температур выпадения снега, в результате чего поверхностный снег имеет бóльшую влажность и меньше перемещается по поверхности после отложения.

Хорошо заметно, что разница в слое аккумуляции и среднесезонных величинах δ¹⁸O между С–1, С–4 и С–5 значительна, и в отдельные сезоны максимальные различия могут достигать 1.79 м в.экв. и 5‰ соответственно. При 5-летнем осреднении полученных значений для холодного периода абсолютная разница в значениях δ¹⁸O между кернами С–1 и С–5 (2008–2013 гг.) составила 1.38‰.

Полученные сезонные значения δ¹⁸O льда плохо коррелируют с температурами воздуха на метеостанции в долине (станция Клухорский перевал), как для холодных (r = –0.4), так и для тёплых (r = 0.46) сезонов, если за тёплый сезон принимать период с мая по октябрь, а за зимний – с ноября по апрель. Такое выделение сезонов выполнено в работе (Козачек и др., 2015). Это связано, вероятно, с нарушениями температурного градиента долина–вершина и с проблемой неравномерности накопления снега в пространстве и во времени. Периоды выпадения осадков на ледниках не совпадают с зафиксированными датами выпадения осадков на долинных станциях, кроме того, количество выпадающего снега на склонах Эльбруса характеризуется большой межгодовой изменчивостью.

ОБСУЖДЕНИЕ

Любая интерпретация изотопного состава кислорода как косвенного показателя температуры требует концептуальной модели, подкреплённой эмпирическими данными. Модель рэлеевской дистилляции связывает вариации δ¹⁸О атмосферных осадков с температурой воздуха в высоких широтах (Dansgaard, 1964). Интерпретация вариации δ¹⁸О в ледяных кернах основана на эмпирической корреляции между наблюдаемыми значениями δ¹⁸О осадков и температурой приземного воздуха в районе исследований (на ближайших станциях) или в точке бурения (Jouzel et al., 1997; Petit et al., 1999; Yu et al., 2020; Marcle, Steig, 2022). С одной стороны, важна согласованность температурного сигнала на большой высоте и в долине, а с другой стороны надо учитывать, что абсолютные значения δ¹⁸O осадков в долине и величин δ¹⁸O ледникового льда различаются из-за разницы абсолютных высот и фаз осадков.

Для корректных палеотемпературных реконструкций необходимо учитывать, насколько климатический сигнал не нарушен. Несколько процессов влияют на изотопный состав снега после его отложения на поверхности ледника, таким образом создавая не климатический шум в изотопной записи ледяных кернов. Неравномерное отложение, вызванное ветром и неровностями поверхности, наряду с пространственным перераспределением, служит основным вкладом неклиматической дисперсии (“стратиграфический шум”) (Fisher et al., 1985). Сильный ветер может удалить целые сезоны из изотопной записи (Fisher et al., 1983).

Кроме того, на климатический сигнал оказывает влияние неравномерность выпадения осадков во времени (Sime et al., 2009, 2011; Persson et al., 2011). После осаждения на изотопный состав поверхностных слоёв может влиять обмен паров с атмосферой посредством процессов сублимации–конденсации (Steen-Larsen et al., 2014); дополнительный компонент изменений после накопления снега может представлять собой диффузия пара в фирне (Waddington et al., 2002; Neumann, Waddington, 2004; Town et al., 2008). Диффузия водяного пара в фирновых порах сглаживает изотопные колебания в сезонном и межгодовом (а возможно и в более длительном) масштабе в зависимости от скорости снегонакопления (Johnsen, 1977; Whillans, Grootes, 1985; Cuffey, Steig, 1998; Johnsen et al., 2000).

Пренебрегая для Западного плато влиянием сублимации и диффузии, которое важно для районов с низкими скоростями аккумуляции, можно сказать, что общая валидность изотопной записи по ледниковым кернам зависит от трёх факторов – погрешностей аналитических определений, погрешности, связанной с потерей сигнала во льду из-за ветрового переотложения снега (седиментационный шум), и погрешности, связанной с выделением годовых и сезонных слоёв в керне и неравномерностью выпадения осадков внутри сезона (шум определения). Если погрешности измерения представляют отклонение результата измерений от истинного (действительного) значения измеряемой величины и её можно рассчитать на основе повторных измерений и величины неопределённости изотопных стандартов, то погрешности шума в изотопной записи – это скорее неопределённость в прямом понимании этого слова. Это та потеря изотопного сигнала, которую мы не можем определить, поскольку изменчивость изотопных параметров может быть продиктована как шумом, так и естественной межгодовой вариабельностью. Поэтому мы можем только сравнить значения, полученные в дублирующих и близко расположенных кернах и вычислить абсолютную разницу, которую в данном случае можно считать неопределённостью, влияющую на реконструкцию климатического сигнала.

Седиментационный шум. Западное плато было выбрано как оптимальная точка для бурения из-за морфологии поверхности, которая подвержена меньшему ветровому сносу выпадающего снега по сравнению с Восточной вершиной или ледниками, располагающимися на склонах Эльбруса ниже 5000 м. Однако и здесь ветровое перемещение снега существенно. Для горных ледников, особенно с высокими скоростями аккумуляции, изменения в снегонакоплении могут значительно влиять на реконструкции температур по сезонным значениям δ¹⁸О, поскольку величины δ¹⁸О сезонов зависят от мощности слоя.

Отношение сигнал/шум для ледниковых кернов Западного плато можно оценить по фирновой толще, соответствующей одному году накопления в кернах С–1, С–2 и С–3, поскольку она имеет близкую мощность в трёх кернах, слои залегают от поверхности и относятся к одному сезону накопления. Упрощенный расчёт согласно (Münch et al., 2015), в котором за седиментационный шум понимается средний стандартный разброс по горизонтали между кернами относительно вариаций по глубине, выполняется по формуле:

где SNR – отношение сигнал/шум (signal-to-noise ratio); ${{\sigma }_{{v}}}$ – стандартный разброс значений по глубине (вертикальный); σ_l – стандартный разброс значений по простиранию (латеральный) для каждого горизонта; индексы С–1, С–2 и С–3 – рассматриваемые ледниковые керны. Такой расчёт показал отношение сигнал/шум ≈1.8 (по слоям мощностью 5 см), что означает преобладание климатического сигнала над седиментационным шумом на фоне большой вариативности значений δ¹⁸О внутри одного года.

Для кернов С–1, С–4 и С–5, при рассмотрении вариации среднезимних величин δ¹⁸О и слоя аккумуляции (см. табл. 1), отношение сигнал/шум для величин δ¹⁸О составило ≈1.5, а для величины слоя аккумуляции ≈2.4. Это говорит о том, что шум в изотопной записи обусловлен не только ветровым перемещением, которое влияет на изменение слоя аккумуляции, но и дополнительными факторами, влияющими на значения δ¹⁸О в межгодовом масштабе.

Для Приэльбрусья в последнее столетие отмечается высокая межгодовая изменчивость климатических параметров, а также изменения доли весенних/осенних снегопадов. Средняя многолетняя годовая сумма осадков по данным наблюдений на станции Терскол составляет около 950 мм, почти треть из их выпадает за три летних месяца, и около 56% осадков выпадает в сентябре–октябре и апреле–мае (Рототаева и др., 2019). С 1950 г. по настоящее время дважды происходила смена климатических условий, характеризующихся разнонаправленными аномалиями температуры воздуха и сезонного количества осадков. Период с 1950 по 1980 г. характеризовался положительными аномалиями температур воздуха и рекордными отрицательными аномалиями осадков, особенно летом и осенью. В период 1960–90-х годов отмечалось значительное похолодание и высокая изменчивость зимних и летних осадков, на фоне увеличения снежности зим. В период с конца 1990-х до 2017 г. отмечен рост летней температуры, резко увеличились зимние осадки, также для этого периода отмечалась высокая аномалия весенних осадков (Рототаева и др., 2019). Это приводит к тому, что границы сезонов по глубине ледниковых кернов будут менять своё положение относительно наиболее изотопно-лёгких зимних и изотопно-тяжёлых летних слоёв. Осеннее и весеннее накопление снега и его высокая межгодовая изменчивость добавляют шум “определения” к седиментационному шуму.

Проблема седиментационного шума частично решается осреднением. По кернам прибрежных частей Антарктиды и Гренландии, где годовая аккумуляция значительно выше, чем во внутренних районах и превышает 200 мм в.экв., была установлена сильная обратная корреляция между шумом в изотопной записи и скоростью аккумуляции (Fisher et al., 1985). Дублирующее бурение нескольких кернов позволило сделать грубую оценку необходимого осреднения для снижения шума до уровня климатического сигнала, которое составило 3–5 лет. Для альпийского ледника Коле Гнифетти (4450 м) установлено, что негативный эффект седиментационного шума (сильный ветровой снос осадков) в изотопной записи уменьшается при осреднении в 5 и 10 лет (Bohleber et al., 2018). Осреднение сезонных значений δ¹⁸О за 5 лет по периодам 2007–2012 и 2012–2017 гг. (см. табл. 1) показало, что для летних сезонов абсолютная разница в среднесезонных величинах δ¹⁸О невелика, а для зимних заметна. Между С–5 и С–1 для периода 2008–2013 гг. она составила 1.4‰, но между С–5 и С–4 для периода 2013–2017 гг. была крайне незначительна (0.1‰).

Шум определения. Неправильное проведение границы зимнего и летнего сезонов может перекрыть климатический сигнал, зафиксированный в ледниковом керне. Это шум определения, связанный с тем, что стратиграфические горизонты снега (или льда), по которым происходит разделение на сезонную аккумуляцию, не привязаны к календарным датам (Jouzel et al., 1997). Среднесезонные величины δ¹⁸О и аккумуляции для холодного и тёплого периодов сильно зависят от учёта весеннего и осеннего накопления, которое на Западном плато очень существенно. И если седиментационный шум может быть преодолён осреднением, то проблема шума определения состоит из двух частей. Первая – это ошибки проведения границ сезонов. Эта проблема может быть преодолена путём использования дополнительных геохимических маркеров, таких как содержание аммония.

В керне С–1 М. Леграном (персональное сообщение) выполнено разделение на тёплые и холодные сезоны по концентрации аммония, основным источником которого служит растительность в активной фенологической фазе, соответствующей тёплому полугодию (Preunkert et al., 2019). На Западное плато (5115 м) аммоний может попадать в результате глубокой конвекции или с потоками хорошо развитой горно-долинной циркуляции. Оба явления наблюдаются в большинстве случаев в тёплую половину года. Концентрация аммония в ледяном керне максимальна в период активной конвекции, очень низкие зимние уровни ${\text{NH}}_{4}^{ + }$ связаны с осадками холодного полугодия. Во льду Западного плато содержание ${\text{NH}}_{4}^{ + }$, относящегося к холодным сезонам, составляет от 0 до 100 мкг/л и возрастает до 1000–1500 мкг/л в горизонтах, отнесённых к тёплым сезонам года.

Границы тёплых сезонов, выделенные по концентрациям аммония в керне С–1, не совпадают с границами, выделенными по значениям δ¹⁸О (рис. 4, а), что приводит к различиям в осреднённых сезонных величинах δ¹⁸О (см. табл. 1). В основном это касается среднесезонных величин тёплых периодов, поскольку в тёплые сезоны, выделенные по концентрации ${\text{NH}}_{4}^{ + }$, попадают части изотопной записи, характеризующие переход от холодного сезона к тёплому. В большинстве случаев окончание летнего сезона связано с величинами δ¹⁸О около –15‰ (и совпадает с границей сезона, выделенной по δ¹⁸О), а начало летнего сезона согласно концентрации аммония, связано с величинами δ¹⁸О около –18…–20‰.

Вторая проблема шума определения связана со сложностью привязывания изотопной записи к календарным месяцам, по которым будут восстанавливаться температуры воздуха, и с неравномерностью накопления осадков на плато. Это не переотложение выпавшего снега, а межгодовая изменчивость выпадения осадков и их количества. Как мы уже отмечали, на Эльбрусе очень высока межгодовая изменчивость осадков, кроме того, на высотах более 4000 м выпадение осадков зависит от синоптической обстановки и характера поступления воздушных масс (Toropov et al., 2019). Неравномерное во времени выпадение снега приводит к тому, что накапливающаяся толща снега может содержать как целую серию разных снегопадов, так и может быть полностью сформирована одним снегопадом. Для того, чтобы привязать выделенные по аммонию границы сезонов к календарным месяцам года, можно рассчитать среднемесячные величины δ¹⁸О “идеальных” сезонов, используя годовую амплитуду значений δ¹⁸О. Сезонные и межгодовые вариации δ¹⁸О во льду и фирне по глубине в целом соответствуют гармоническим колебаниям, описывающимся функцией (Fisher, Koerner, 1988):

где S – годовая амплитуда колебаний δ¹⁸О; z – месяц года.

Расчёт выполнялся для каждого года отдельно с учётом конкретной годовой амплитуды и сопоставлялся с изотопной записью по керну С–1 с учётом мощности каждого из годовых слоёв. Выполненный расчёт показал, что границы сезонов, выделенные в керне по содержанию ${\text{NH}}_{4}^{ + }$, попадают на рассчитанные по уравнению (2) значения δ¹⁸О таким образом, что тёплый сезон охватывает период с апреля по октябрь, а холодный – с ноября по март. Для некоторых лет наблюдается хорошее согласие между расчётными и фактическими среднесезонными величинами δ¹⁸О по керну (рис. 5, б). Для двух зим отмечается рассогласованность поведения расчётных и фактических δ¹⁸О, связанная с особенностями выпадения осадков. Учитывая корректное выделение границ сезонов, погрешность за счёт неравномерного выпадения осадков внутри сезона можно оценить как абсолютные отклонения расчётных от фактических сезонных величин δ¹⁸О, которые достигают 3‰, а осредненные с шагом 5 лет составляют 1.7‰. Таким образом, общую величину погрешности для двух разных видов шума с осреднением 5 лет можно оценить в 2.2‰ (как корень из суммы квадратов), что составляет около 20% годовой сезонной амплитуды значений δ¹⁸О во льду Западного плато (средняя разница между тёплыми и холодными сезонами ~10–11‰).

При сопоставлении расчётных величин δ¹⁸О керна С–1 с температурами воздуха, зафиксированными на станции Клухорский перевал, также видна рассогласованность в сезонном ходе этих параметров (рис. 5, в). Причина заключается в том, что расчёт выполнен на основании годовой амплитуды значений δ¹⁸О, величина которой зависит от того, выпадали ли в течение года осадки в наиболее холодные и тёплые месяцы. Отсутствие, например, изотопно-лёгких осадков самого холодного месяца приведёт к уменьшению годовой амплитуды. Тем не менее, расчёт по уравнению (2) позволил привязать сезоны к календарным месяцам и, таким образом, рассмотреть связь значений δ¹⁸О ледникового льда керна С–1 с температурами воздуха, осреднёнными за каждый из сезонов. Для тёплых периодов года отмечается связь среднесезонных значений δ¹⁸О с температурами воздуха на станции Клухорский перевал (r = 0.7, р = 0.1). Для холодных периодов характерно отсутствие выраженной связи (r = 0.3). В холодный сезон 2011/12 г. средняя температура воздуха (–5.4°С) была наименьшей за рассматриваемый период, как и количество осадков. В керне С–1 этот сезон имеет небольшую мощность (см. табл. 1) и относительно высокие значения δ¹⁸О, что вызвано седиментационным шумом. С учётом более низких значений δ¹⁸О этого сезона в керне С–4 и таким образом полной сезонной амплитуды расчётное значение по уравнению (2) даёт величину δ¹⁸О сезона = –22.6‰. Подобное значение было характерно для холодного сезона 2009/10 г. (–22.54‰, см. табл. 1), когда средняя температура воздуха составляла ‒0.88°С. Таким образом, при принципиально разных температурных условиях сезонов изотопная характеристика льда у них одинаковая. В сезон 2009/10 г. на фоне высокого снегонакопления в кернах фиксируются низкие значения δ¹⁸О (см. табл. 1) при относительно мягких температурных условиях на метеостанции. Вероятнее всего, в зимние сезоны на Эльбрус возможно вторжение воздушных масс, изотопный состав водяного пара которых значительно истощён в ходе рэлеевской конденсации. Поэтому температуры воздуха на метеостанции в холодные сезоны не коррелируют с изотопными характеристиками льда. Эта гипотеза выдвигалась как основная для объяснения отсутствия связи δ¹⁸О–Т в ледниковом керне с Западного плато, полученного в 2009 г. (Козачек и др., 2015). Таким образом, для Западного плато Эльбруса с высокими темпами аккумуляции большую роль играет межгодовая изменчивость снегонакопления в холодные периоды. В то же время выраженная корреляционная связь средних значений δ¹⁸О тёплых сезонов с температурами воздуха позволяет использовать ледниковые керны Западного плато для палеореконструкций условий тёплого периода.

Для сопоставления разновременных серий изотопных данных требуется единый универсальный подход к интерпретации, и наиболее корректно начинать с проведения границ сезонов по содержанию аммония. Общая неопределённость в палеоклиматических реконструкциях по изотопному составу кислорода льда связана с седиментационным шумом, с неоднородностью накопления внутри сезона и с рассогласованностью с метеопараметрами на долинных станциях.

ВЫВОДЫ

Исследование пяти ледниковых кернов, полученных в пределах Западного плато Эльбруса, выполненное с высоким разрешением, показало, что формирование изотопных характеристик фирна и льда имеет особенности, которые связаны с процессами накопления и перемещения снега.

Выбор площадки для бурения имеет принципиальное значение: бурение в трёх точках Западного плато, а также дублирующее бурение двух неглубоких кернов, выполненное в один сезон, показало разницу в мощностях слоя сезонной аккумуляции. Эта разница была хорошо заметна по выраженным пикам значений δ¹⁸О. Значения δ¹⁸О и δ²Н льда Западного плато в изученных кернах в целом варьируют от –5 до –30‰ и от –18.7 до –225.8‰ соответственно, обнаруживая хорошо выраженную сезонность. Во всех кернах лёд имеет общую амплитуду вариаций значений δ¹⁸О, однако пики максимальных и минимальных значений не совпадают. Совмещение пиков значений δ¹⁸О и приведение в единую шкалу мощности в единицах водного эквивалента позволило установить, что около 20% слоя годовой аккумуляции может быть связано с ветровым перемещением снега на поверхности Западного плато. Сопоставление изотопной записи показало, что различия в слое сезонной аккумуляции для отдельных сезонов достигают 0.3 м в.экв., при осреднении за 5 лет – 0.2 м в.экв. Абсолютные различия в среднесезонных величинах δ¹⁸О, связанные с седиментационным шумом, осреднённые с шагом 5 лет, составляют 1.38‰.

Для ледниковых кернов Эльбруса помимо седиментационного шума, большую роль в формировании изотопной записи играет вклад осенних и весенних снегопадов, и проведение границ сезонов приобретает большое значение. Во избежание дополнительных ошибок в палеореконструкциях по кернам ледников с высокой аккумуляцией желательно использовать изотопный состав кислорода после того, как будут установлены границы сезонов с помощью дополнительных геохимических маркеров. Концентрация аммония позволяет сделать это наиболее точно. Неравномерность выпадения осадков внутри сезона также создаёт шум в изотопной записи. Абсолютные различия в среднесезонных величинах δ¹⁸О, связанные с этим видом шума и осреднённые за 5 лет, составляют 1.7‰. Таким образом, общую величину неопределённости для двух разных видов шума можно оценить в 2.2‰, что составляет около 20% годовой сезонной амплитуды значений δ¹⁸О во льду Западного плато (средняя разница между величинами δ¹⁸О тёплых и холодных сезонов ~10–11‰). Изотопные характеристики зимних сезонов, выделяемых в ледниковых кернах Западного плато с помощью содержания аммония, демонстрируют слабую связь с температурами воздуха, а для тёплых сезонов получена высокая положительная корреляция с температурами воздуха на станции Клухорский перевал (r = 0.7, р = 0.1), что позволяет использовать ледниковые керны Западного плато для палеореконструкций условий тёплого периода.

Благодарности. Работа выполнена в рамках Мегагранта (Соглашение № 075-15-2021-599 от 08.06.2021) “Палеоэкологические реконструкции как ключ к пониманию прошлых, текущих и будущих изменений климата и окружающей среды в России”. Изотопный анализ образцов льда выполнен в рамках Государственного задания Института географии РАН No FMGE-2019-0004.

Acknowledgements. The study was supported by the Megagrant project (agreement № 075-15-2021-599, 8.06.2021) “Paleoecological Reconstructions as a Key to Understanding Past, Current, and Future Climate and Environmental Changes in Russia”. Isotope analysis were done within the framework of State Assignment no. FMGE-2019-0004 for the RAS Institute of Geography.