Водные ресурсы, 2021, T. 48, № 1, стр. 90-99

РАЙОН И ОБЪЕКТЫ ОПРОБОВАНИЯ

Для проведения работ по исследованию источников и баланса вод юго-западных склонов Хибин отбирались и анализировались образцы осадков (дождя и снега), вод открытых водоемов (рек и озер) и подземных вод – водозаборных скважин и самоизливающихся источников. Такой подход обеспечил возможность анализа и сопоставления данных для всех природных вод региона. Кроме того, для исследования эволюции изотопного состава пробы воды отбирались несколько раз в году в одних и тех же пунктах опробования.

Для мониторинга изотопного состава атмосферных осадков (дождя и снега) был организован пункт отбора проб воды и снега в г. Апатиты.

Опробование снежного покрова проведено для южного и западного склонов г. Айкуайвенчорр, северо-западного склона г. Кукисвумчорр, долины озер Малый и Большой Вудъявр и далее к юго-западу до окрестностей г. Апатиты (рис. 1).

Воды открытых водоемов опробовались от вершин и склонов Хибин до главного водоема Кольского п-ова – оз. Имандрa. Так, начиная с апреля 2012 г. повторные опробования вод поверхностных водоемов – ручьев, рек и озер Кировско-Апатитского районов – проводилось в основном по маршруту: ущелье Кукисвумчорр, оз. Малый Вудъявр, р. Вудъяврйок, оз. Большой Вудъявр, р. Белая (г. Кировск) (рис. 1), устье р. Белой, оз. Имандра (возле Йокостровского моста, [3]). Опробования выполнялись 2–3 раза в год: 1) весной (начало таяния снега); 2) в июне (завершающая стадия таяния снега); 3) во второй половине августа и в октябре, когда главный источник поверхностных вод – дождевые воды.

Для анализа источников подземных вод систематически опробовались скважины водозаборов “Центральный”, “Ключевой”, самоизливающиеся скважины в пос. Юкспоррйок на 23-м км дороги Апатиты–Кукисвумчорр (рис. 1) и некоторых других источников. К настоящему времени выполнено почти 300 анализов дождевой, поверхностной и подземной воды и снега Кировско-Апатитского района. В работу также включены данные из [5], посвященные преимущественно изотопному составу талых вод.

МЕТОДИКА ОТБОРА И АНАЛИЗА ПРОБ ВОДЫ И СНЕГА

Для отбора проб снега был изготовлен простой пробоотборник – труба длиной 1.5 м и диаметром 0.1 м, стенки которой заострены с одного конца. Труба вбивалась в толщу снега, как правило, на всю глубину накопившегося пласта (т.е. отбирались валовые пробы). Затем снег выдавливался поршнем из трубы в полиэтиленовый пакет и спрессовывался в нем; накопившаяся после полного таяния вода сливалась в пробирку емкостью 20 см³ и плотно закрывалась пластиковой завинчивающейся пробкой. Пробы воды открытых водоемов отбирались непосредственно в пробирки 10–20 мл. Пробы осадков отбирались в стеклянную емкость, установленную на крыше здания Полярного Геофизического Института РАН; непосредственно после выпадения осадков собранная в эту емкость вода переливалась в стандартную пробирку. Пробирки до анализа хранились в темном прохладном месте. Пробы подземных вод (ПВ) и озерных вод для датирования методом ³Н-³Не(³Н) отбирались в цельностальные пробоотборники.

Измерения изотопного состава водорода и кислорода выполнялись в Ресурсных центрах “Геомодель” и РДМИ Научного парка СПбГУ. Использовался лазерный анализатор изотопного состава воды “Picarro L-2120-I”. Погрешность измерений составляет ±0.1‰ по кислороду-18 и ±1‰ по дейтерию. Повторные анализы проб подтвердили эти оценки. В качестве стандартов использованы внутрилабораторные образцы сравнения, привязанные к стандартам МАГАТЭ V-SMOW-2, GISP и SLAP. Результаты измерений, ‰, представлены относительно SMOW (рис. 2). Изотопные анализы нескольких образцов снега выполнены также методом масс-спектрометрии (Е.О. Дубинина, ИГЕМ РАН). Результаты измерений, полученные для одних и тех же образцов в разных лабораториях и разными методами, совпадают в пределах погрешности измерения. Методика датирования ³Н-³Не(³Н) рассмотрена в работе [1].

АТМОСФЕРНЫЕ ОСАДКИ

Изотопные составы водорода (δ²Н) и кислорода (δ¹⁸О) атмосферных осадков юго-западных склонов Хибин варьируют: в дождевых водах в пределах –95 ≤ δ²Н ≤ –37‰, –13 ≤ δ¹⁸О ≤ –4‰, а в образцах снега –147 ≤ δ²Н ≤ –95‰, –20 ≤ δ¹⁸О ≤ ≤ –13‰ соответственно (рис. 2). За пределы этих диапазонов попадают значения для трех образцов дождевой воды (всего проанализировано 20 образцов) и двух образцов снега (90 образцов). Самая легкая дождевая вода (δ²Н = –115‰, δ¹⁸О = –16.2‰) была отобрана в октябре (2013 г.), в рассматриваемом районе в это время часто выпадает снег. Самый тяжелый снег (δ²Н = –81‰, δ¹⁸О = –11.8‰), напротив, отобран в конце апреля, во время оттепелей.

Вариации значений δ²Н и δ¹⁸О в атмосферных осадках в течение года закономерны (рис. 9 в [12]): наиболее “тяжелые” осадки (δ²Н ~ –40‰, δ¹⁸О ~ –5‰) выпадают в июле–августе, “легкие” (δ²Н ~ –130‰, δ¹⁸О ~ –17‰) – в январе–декабре.

Измеренные значения δ²Н и δ¹⁸О близки к линии метеорологических осадков северного полушария [9], далее в тексте и на рисунках обозначаемой МОСП:

По сравнению с глобальной линией Крэйга (δ²Н = = 8δ¹⁸О + 10‰ [8]) эта линия характеризуется несколько большими угловым наклоном и водородным избытком.

В принципе наблюдаемый изотопный состав осадков определяется многими процессами:

а) испарением вод – прежде всего океанических, обеспечивающих ∼90% атмосферных осадков [12], но также и вод открытых континентальных водоемов, появлением атмосферной влаги, изотопный состав которой зависит от температуры, солености и изотопного состава испаряющейся воды, а также от степени равновесия процесса испарения [9];

б) эволюцией изотопного состава атмосферной влаги в ходе переноса воздушных масс к району выпадения осадков, результаты которой зависят от температуры, процессов формирования осадков и соотношения выпавшей и сохранившейся влаги [6];

в) формированием и выпадением осадков, сопровождаемым фракционированием, зависящим от температуры и соотношения масс пара и капель воды (или пара и кристаллов льда, снежинок [11, 16].

Хотя эти процессы могут быть разнонаправленными и результативный (измеряемый) изотопный состав осадков может оказаться недостаточным для прояснения картины их формирования и эволюции – в первом приближении наиболее важен вклад температуры на всех этапах (пункты а–в), а также степень равновесности процессов испарения/конденсации. Именно равновесное фракционирование изотопов при разной температуре приводит к величине коэффициента наклона линии МОСП, близкой к 8 (уравнение (1)), и к широким диапазонам значений δ²Н и δ¹⁸О вдоль этой линии (рис. 2 в [9]).

Однако в формировании осадков участвуют и неравновесные процессы, их вклад также отражен в уравнении линии МОСП. Скорость достижения изотопного равновесия между реагирующими фазами (с) для разных молекул воды различна:

поэтому кинетические процессы, например – быстрое удаление одной из фаз, приводят к отклонению изотопного состава фаз(ы) от равновесного. Из неравенства (2) следует, что соотношение изотопов О¹⁸/О¹⁶ более чувствительно к вкладу кинетических процессов по сравнению с отношением D/H. Сам факт корреляции осадков северного полушария вдоль линии МОСП свидетельствует о том, что они возникли при участии двух процессов.

1. Формирование океанического пара в неравновесном процессе – испарении при достаточно быстром удалении пара от поверхности воды. В результате этого (и ряда других процессов, вызывающих неравновесное фракционирование [9, 10, 12, 15]) возник избыток дейтерия:

относительно вклада тяжелого изотопа кислорода. Избыток дейтерия закономерно меняется в течение года: большой избыток (в среднем  +15‰) наблюдается в зимние (декабрь, январь), минимальный (+7‰) – в летние месяцы (июль, август [12]).

2. Формирование осадков из водного пара в ходе равновесной конденсации при разной температуре.

Принимая, что основной источник влаги в рассматриваемом районе – Северная Атлантика и учитывая открытость Баренцева моря зимой (температурные условия испарения меняются не очень сильно), получим, что основную роль в формировании изотопного состава атмосферных осадков Хибин играют процессы, связанные с переносом (б) и выпадением (в) осадков.

Сопоставление среднегодовой температуры Т, °С, региона с изотопным составом снега в нем показало, что эти два параметра коррелируют (рис. 3 в [9]) с линией регрессии δ¹⁸О = 0.69 Т – 13.6‰. Для среднего изотопного состава кислорода в снегах Хибин (δ¹⁸О = –15‰ (рис. 2)) это уравнение регрессии дает среднегодовую температуру –2°С – близкую к наблюдаемой: от –4°С на вершинах Хибин до –1°С у их подножья. Aвторы [6] сопоставили среднегодовую температуру района и изотопный состав кислорода в осадках. Согласно полученной ими корреляции, температуре ~2°С соответствует δ¹⁸О осадков в пределах от –10 до ‒20‰ в соответствии с данными рис. 2. Подобные корреляции наблюдаются (с несколько варьирующими углами наклона) и в других регионах, например – в Приполярном Урале [5]. Эти результаты свидетельствуют о существенном вкладе процессов (в) в формирование осадков и, в частности, осадков над Хибинами.

Как следует из рис. 2, фигуративные точки изотопного состава осадков Хибин обычно несколько смещены относительно линии МОСП (уравнение (1)): дождевые воды ниже, а снега – выше линии. Такое распределение точек свидетельствует о вкладе неравновесных процессов фракционирования изотопов в баланс выпадающей влаги. В ходе выпадения дождевых осадков в теплое летнее время падающие капли дождя быстро испаряются, отделяются от равновесного с ними пара, изотопный состав воды в них отклоняется вправо от линии МОСП.

При неравновесном испарении из большого и хорошо перемешиваемого водного резервуара (изотопный состав воды в котором постоянен) изотопный состав пара, удаляемого, например, сильным ветром от поверхности раздела, отклоняется влево от линии МОСП: пар в этом случае “легче” равновесного, поскольку “легкие” молекулы Н₂О¹⁶ переходят в пар раньше, а “тяжелые” молекулы Н₂О¹⁸ – позже других молекул воды. Если эти процессы протекали в Северной Атлантике (в Баренцевом море) в холодное ветреное зимнее время, пар характеризовался “легким” изотопным составом при положительном значении d_изб, которое, как индикатор неравновесных условий, увеличивалось вместе со скоростью реакции (испарения и удаления пара). Конденсация такого легкого пара при разной температуре приводила к возникновению “легкого” снега, обычно с “равновесными” изотопными соотношениями. Рис. 2 иллюстрирует результаты изотопного анализа снегов; фигуративные точки расположены параллельно – выше линии МОСП с примерно одинаковым положительным d_изб; на врезке рис. 2 в качестве примера приведено d_изб = +15.8‰ для выделенного образца снега.

Эти простые объяснения небольших d_изб атмосферных осадков Хибин представляются наиболее вероятными; возможно, имел место вклад и других процессов. Детальные исследования природы d_изб и его использование для анализа неравновесных процессов можно найти в [9–11, 13, 15].

Упомянутая выше зависимость изотопного состава осадков от температуры воздуха, при которой происходит их конденсация, отражается и на облегчении осадков с высотой горных массивов (средний температурный градиент составляет 0.5°С на 100 м подъема). Так, например, как следует из сводки данных на рис 3.7 в работе [5], значение δ¹⁸О менялось от 0‰ на уровне моря до ‒25‰ на высотах 4–7 км. Хотя при сравнительно малыx высотныx перепадax (<600 м) в Хибинах не предполагаются существенные изменения изотопного состава снега, опробование проводилось с учетом высоты отбора.

Анализы валовых проб снега юго-западных склонов Хибин привели к несколько неожиданному результату – существенному различию изотопного состава в пробах, отобранных в пределах одного склона на близких высотах и расположенных на расстояниях ∼100 м одна от другой, например на высотах 600 и 500 м (рис. 2). На юго-западном (обращенном к г. Кировску) склоне г. Айкуайвенчорр наиболее легкий снег был отобран в середине склона (проба 600 м). На других склонах вариации изотопного состава оказались меньшими, чем на Айкуайвенчорр.

Для объяснения этих наблюдений нужны дополнительные данные. Резкие колебания изотопного состава соседних проб не должны иметь место при сильных ветрах, типичных для склонов Хибин и приводящих к перемешиванию снега. Более вероятны “поздние” изменения уже слежавшегося снега, тем более что пробы отбирались весной (апрель), когда температура воздуха в дневное время регулярно существенно поднималась (>0°С); во время отбора проб, показанных на врезке на рис. 2, температура воздуха была 12°С.

Полученные результаты, по-видимому, не аномальные. Так, анализ изотопной динамики снега на Полярном Урале показал, что значения δ¹⁸О летнего снега больше зимнего на 2–3‰; образующиеся из снега кристаллы льда еще тяжелее на ~10‰ (рис. 4.8 в [5]). Существенное утяжеление снега в ходе его метаморфизма отмечалось в работе [17]. Не исключено и взаимодействие снега с влагой, образующейся при испарении подземных вод, круглогодично действующие источники которых наблюдаются на склонах г. Айкуайвенчорр.

ВОДЫ ПОВЕРХНОСТНЫХ ВОДОЕМОВ

Изотопный состав вод открытых водоемов варьирует в пределах 115 ≤ δ²Н ≤ –87‰, –15 ≤ δ¹⁸О ≤ ≤ –11.5‰, т.е. в намного более узком диапазоне по сравнению с атмосферными осадками (рис. 3): наглядно виден главный эффект течения поверхностных вод – перемешивание вод разных источников. Даже изотопный состав талых вод, отобранных непосредственно вблизи снежников, варьирует в намного более узком диапазоне по сравнению с весенними снегами (рис. 2, 3). Эти данные свидетельствуют о формировании вод открытых водоемов за счет дождей и талых вод.

Эволюция изотопного состава вод в течение года, особенно в близких к склонам Хибин водоемах, в основном определяется временем таяния снегов на вершинах и склонах гор. Воды, отобранные в период интенсивного таяния (обычно в конце мая – в июне), характеризуются легкими, близкими к типичным для талых вод значениями δ²Н и δ¹⁸О, а воды позднего лета – ранней осени, преимущественные источники которых – дожди, характеризуются более тяжелой водой. Наиболее детальные данные имеются для р. Вудъяврйок, которая дренирует предгорную долину оз. Малый Вудъявр (рис. 3).

Изотопный состав вод основного базиса дренирования – оз. Имандрa и больших рек, таких как Белая, мало зависит от времени года. Соотношение вклада талых вод снегов и дождевых вод в балансе оз. Имандрa может быть определено с использованием полученных изотопных данных. Доля дождевых вод Ф_дв может быть определена из уравнения баланса:

где δ¹⁸О – отношения изотопов кислорода в дождевых водах, талых водах и в воде оз. Имандра (подстрочные индексы соответственно ДВ, ТВ, ИМ). Решая уравнение баланса (4) и подставляя средние значения δ¹⁸О_им = –12.03‰, δ¹⁸О_тв = = ‒15‰ и δ¹⁸О_дв = –9‰ (рис. 3), находим (из данных по изотопному составу кислорода) соотношение ТВ/ДВ ~ 1: Используя данные для водорода (δ²Н_им = –89.68‰, δ²Н_тв = –108‰ и δ²Н_дв = –65‰), получаем близкое значение вклада дождевых вод: Ф_дв(δ²Н) = = 0.43.

Отметим, что такое соотношение осадков известно из анализа климата Кольского п-ова [4]. Таким образом, два разных независимых подхода привели к одной и той же оценке вклада разных осадков в поверхностные воды региона. При этом трудоемкость оценки баланса по изотопным трассерам в разы меньше, чем оценки с использованием стандартных гидрологических методов.

На первый взгляд, воды, стекающие с юго-западных склонов Хибин, не могут вносить существенный вклад в оз. Имандра, поскольку средние значения δ²Н и δ¹⁸О (–89.7 и –12.0‰) этих вод заметно меньшие, чем в воде озера (рис. 3). Однако отметим, что выше приведены среднеарифметические значения измеренных δ²H и δ¹⁸О, в то время как расчет баланса должен базироваться на оценках средневзвешенных значений. Сравнение изотопного состава вод озера и устья Белой, дренирующей весь рассматриваемый район (включающий несколько озер), показывает, что в июне и сентябре δ²Н и δ¹⁸О в этой реке мало различаются и имеют средние значения δ²Н = –94‰, δ¹⁸О = –12.8‰, которые отличаются от таковых в оз. Имандра всего на Δ(δ²Н) ≅ –4‰ и Δ(δ¹⁸О) ≅ –1‰.

ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ

Изотопный состав ПВ варьирует в еще более узком диапазоне по сравнению с водами открытых водоемов: –108 ≤ δ²Н ≤ –95‰, –15 ≤ ≤ δ¹⁸О ≤ –12.5‰. Средние значения δ²Н и δ¹⁸О подземных вод близки к таковым в водах открытых водоемов (рис. 4). Воды родников на горных склонах, опробованных в период таяния снегов, не отличаются по изотопному состав от снега (рис. 2) и талых вод (рис. 3). Таким образом, для ПВ также справедлив сделанный выше вывод об атмосферных осадках как источнике вод и об осреднении осадков, выпавших в разное время, в ходе миграции подземных вод. Вклад “древних” вод, характеризующихся изотопно-тяжелым кислородом (следствие процессов взаимодействия вода–порода [7]), не фиксируется измеренными значениями δ¹⁸О ПВ исследуемого района (рис. 4), хотя датирование ³Н–³Не(³Н) свидетельствует о небольшом вкладе относительно “древней” подземной воды (возрастом ~50 000 лет) в воды водозабора “Центральный” [1, 14]. Весьма малая концентрация атмосферного Не в ПВ и существенные потери радиогенного Не породами земной коры делают Не более чувствительным индикатором вклада древней подземной воды, чем ее изотопный состав.

Важная особенность водозабора “Центральный” – разный изотопный состав ПВ, отобранных в разные годы, в то время как результаты, полученные для проб воды разных скважин, отобранных в течение одного года, близки (рис. 3). Это замечание справедливо и для воды скважины “23 км”, для которой на врезке к рис. 4 показаны осредненные за год значения δ²Н и δ¹⁸О.

Здесь следует отметить, что возраст вод – время подземной миграции и перемешивания – для этих скважин существенно различен. Согласно датированию методом ³Н-³Не(³Н), возраст вод водозабора “Центральный” составляет 21 +/–1.5 года, в то время как возраст вод скважины “23-й км” – ~1 год в пределах погрешности датирования [1]. Эти данные можно интерпретировать как свидетельство преимущественно поршневого характера фильтрации подземных вод к водозабору “Центральный” в породах с низкими коэффициентами гидродисперсии.

Для полуколичественных оценок и сравнений можно рассматривать “параметр смешения” – соотношение R наблюдаемых различий изотопных составов ПВ в разное время (например Δ(δ¹⁸О)_пв = δ¹⁸О(2008) – δ¹⁸О(2012)) и гипотетических “входных” различий между талыми δ¹⁸О_ТВ и дождевыми δ¹⁸О_ДВ водами:

В принципе, отношение (6) может меняться от 1 (перемешивания вод не происходит) до 0 (полное перемешивание дождевых и талых вод). Согласно врезке на рис. 4, для подземных вод водозабора “Центральный” наблюдается следующее различие изотопного состава кислорода: Δ(δ¹⁸О)_пв = = δ¹⁸О(2008) – δ¹⁸О(2012) ≅ –1‰. Различие изотопного состава кислорода потенциальных источников вод водозабора, погрузившихся под землю 21 год тому назад, неизвестно. Для грубой оценки предположим, что источниками были “средний талый снег” (δ¹⁸О_тв = –15‰) и “средний дождь” (δ¹⁸О_мв = –9‰) и что различие изотопного состава кислорода между снегом и дождем 21 год тому назад было тождественно современному – 6‰ (различие средних значений для дождя и снега (рис. 2)). Тогда параметр смешения по кислороду близок к R(¹⁸О) = 0.17. Повторив этот расчет для дейтерия, получим R(²Н) ≅ 0.2. Эти данные наряду с оценками возраста вод будут использованы для моделирования миграции ПВ юго-западных склонов Хибин.

ВЫВОДЫ

По изотопному составу атмосферные осадки юго-западных склонов Хибин близки к глобальной линии осадков северного полушария, определяемой уравнением δ²Н = 8.1 δ¹⁸О + 11‰ [9]. Измеренные значения δ²Н и δ¹⁸О варьируют в широких пределах (147 ≤ δ²Н ≤ –37‰, –20 ≤ δ¹⁸О ≤ ≤ –4‰), причем легкие значения с положительным дейтериевым избытком типичны для снега, а тяжелые – для дождей. Согласно изотопным данным, происхождение осадков соответствует стандартной модели неравновесного фракционирования при испарении океанической воды (при более выраженном отклонении от равновесия в зимнее время – возможно вследствие более интенсивных ветров) с последующим близким к равновесному фракционированием атмосферной влаги при выпадении осадков. Обнаружены существенные вариации изотопного состава валовых проб снега, отобранных на склонах Хибин, при незначительном удалении мест отбора проб друг от друга по горизонтали и по высоте. Тренда к облегчению снега с высотой не обнаружено.

Изотопный состав вод открытых водоемов во всех случаях находится в пределах, определенных атмосферными осадками района, что свидетельствует о формировании вод за счет атмосферных осадков. Эти данные также говорят об интенсивном смешении вод при их течении, приводящему к “осреднению” изотопного состава и сужению пределов вариации значений δ²Н и δ¹⁸О.

Эволюция изотопного состава вод в течение года в основном определяется временем таяния снегов. Воды склонов Хибин, отобранные в период интенсивного таяния, характеризуются “легкими”, близкими к типичным для снега и талых вод значениями δ²Н и δ¹⁸О, а воды позднего лета и ранней осени – более “тяжелыми” изотопными составами. Этот тезис иллюстрируется детальными данными, полученными для р. Вудъяврйок, которая дренирует предгорную долину оз. Малый Вудъявр. Согласно изотопным данным, воды главного водоема региона – оз. Имандра – возникли вследствие смешения талых и дождевых вод в пропорции ~1 : 1.

Для подземных вод также справедлив вывод об атмосферных осадках как источнике их восполнения. Обнаруженный при датировании методом ³Н–³Не(³Н) вклад “древних” подземных вод в воды водозабора “Центральный” не фиксируется изотопным составом подземных вод вследствие значительно меньших вариаций концентраций дейтерия и кислорода-18 по сравнению с Не. Межгодовые вариации изотопного состава вод водозабора “Центральный” свидетельствуют об их неполном перемешивании в ходе ∼20-летней миграции, что указывает на близкий к поршневому характер фильтрационного процесса.

Авторы признательны О.Е. Дубининой (ИГЕМ РАН) за содействие в работе, рецензенту и редколлегии журнала – за весьма полезные конструктивные замечания.