Выделение климатического сигнала из изотопного ряда в ледовом керне

УДК 910.1

ВЫДЕЛЕНИЕ КЛИМАТИЧЕСКОГО СИГНАЛА ИЗ ИЗОТОПНОГО РЯДА В ЛЕДОВОМ КЕРНЕ

© 2006 г. О. О. Рыбак

Current research deals with the interpretation of the isotopical composition of the ice cores obtained during deep drilling of the continental ice sheets.

Введение

До настоящего времени наиболее эффективный метод восстановления вариаций температуры воздуха в позднем четвертичном периоде был основан на анализе изотопных рядов в ледовых кернах, которые получают при бурении континентальных ледовых щитов Гренландии и Антарктиды [1]. Изотопные ряды из гренландских кернов охватывают временной период, соответствующий последнему ледниковому циклу, т.е. приблизительно последние 120 тыс. лет. Наиболее длинный из антарктических изотопных рядов, опубликованных к настоящему времени, был выделен из керна на франко-итальянской станции Купол Конкор-дия (75°06' ю.ш., 123°21' в.д., 3233 м над уровнем моря). Он охватывает последние 740 тыс. лет [2]. Работа над анализом нижней части керна не закончена, и, по всей видимости, этот ряд будет продолжен. Согласно модельным оценкам, возраст наиболее древнего льда в центральной части Восточно-Антарктического ледового щита может достигать 1,2 млн лет [3].

О вариациях концентрации изотопов водорода и кислорода в природных водах известно с 30-х гг. [4]. В начале 60-х гг. было предложено использовать вариации содержания 18 O и 2H в снеге и во льду в качестве индикаторов изменения палеотемператур [5]. Поскольку определение абсолютных концентраций

менее точно, чем относительных, 18O/16O и

2^/1H, принято рассчитывать именно относительные отклонения S (которые соответственно обозна-

18

чают S1 Oo и SD) в образце asample от стандарта SMOW (Standard Mean Ocean Water) ast:

S = (asample - ast)/ast x 103. Для центральных областей

Антарктиды пространственное соотношение между изотопным составом и температурой дает разницу между нынешним межледниковьем и последним ледниковым максимумом 7-10 °С [6]. Для использова-18

ния рядов S O и SD в палеоклиматических исследованиях необходимо решить две задачи [1]: определить функциональную связь S с колебаниями палео-температуры у поверхности щита (Ts) и учесть эффекты от перемещения частицы льда от места выпадения осадков до места извлечения ледового керна.

В предлагаемой работе мы рассматриваем последовательно те операции, которые необходимо проделать с изотопным рядом SD [2] для того, чтобы

определить климатические вариации температуры воздуха в Восточной Антарктиде.

Характер основных функциональных связей 8 и Ts на сегодня хорошо известен - это близкая к линейной зависимость изотопного состава от приземной температуры (см. ниже п. 2), зависимость его от среднего изотопного состава Мирового океана (п. 3) и от условий испарения влаги с поверхности океана (п. 4). Вместе с тем существует ряд процессов, количественный вклад которых в формирование изотопного состава осадков требует дальнейшего уточнения. Изотопный сигнал является функцией температуры окружающего воздуха в течение того времени, когда непосредственно образуются осадки. Формирование инверсионного слоя над поверхностью щита толщиной несколько сот метров приводит к тому, что температура, при которой образуются осадки, выше, чем температура непосредственно у поверхности щита. Инверсия формируется при безоблачном небе (кроме летних месяцев), однако даже в зимние месяцы может быть быстро разрушена надвигающимся облачным слоем [6]. Таким образом, непосредственно во время выпадения осадков температура у поверхности может быть выше, а не ниже, чем средняя температура облаков [7]. Из этого следует, что дискретный по своей сути изотопный ряд (фиксирующий температуру облаков только во время выпадения осадков) будет содержать систематические отклонения от приземной температуры воздуха. Современные интерпретации изотопных рядов, как правило, игнорируют это обстоятельство, поскольку неявно считается, что это систематическое отклонение не зависит от климатических изменений температуры. В работе [8] показано, что средние годовые и максимальные концентрации дейтерия коррелированны со среднегодовыми и летними температурами. В то же время зимние температуры и минимальные концентрации дейтерия коррелированны слабо. Было высказано предположение о том, что соотношение между температурой у поверхности и выше инверсионного слоя непостоянно. Установлено, что на изотопный состав льда оказывает влияние годовой ход осадков над ледовыми щитами [7, 9]. Изменение годового хода осадков при переходе от гляциальных условий к межгляциальным могло привести к тому, что изотопный состав выпадающего снега соответствовал не среднегодовой температуре воздуха, а температуре того или иного сезона. Этот эффект играет большую роль для Гренландии, но в случае Антарктиды, где годовой ход осадков выражен слабо, он, по-видимому, крайне незначителен [9], и в настоящей работе рассматриваться не будет.

Говоря о связи 8 и Т3, имеют в виду приземную температуру воздуха или линейно связанную с последней температуру воздуха у верхней границы термической инверсии. Между тем колебания приземной температуры содержат компоненту, которая обусловлена не общими вариациями климата планеты, а вертикальными движениями поверхности ледового щита. Таким образом, колебания приземной температуры, восстановленные по изотопным данным, не эквивалентны колебаниям температуры, обусловленным вариациями климата (так называемому климатическому сигналу). Во многих приложениях, в частности для исследования механизмов изменения климатической системы, необходимо оценить величину именно климатического сигнала. Исключение локального топографического эффекта для выделения климатического сигнала обсуждается в п. 5.

Связь изотопного состава осадков и температуры воздуха в Антарктиде

Согласно [8], колебания приземной температуры в настоящее время и изотопный состав осадков (8/Т8 -соотношение) в Антарктиде связаны практически линейно. В идеальном случае, для того чтобы установить 8/Т5 -соотношение, необходимы достаточно длинные ряды наблюдений за приземной температурой воздуха и изотопным составом осадков в одной географической точке. Единственным таким пунктом наблюдения является станция на Южном полюсе, где непрерывные наблюдения ведутся с 1958 г. [7]. Однако даже самые длительные инструментальные наблюдения ограничены современными климатическими условиями. Первая сложность состоит в том, что в периоды похолоданий в далеком прошлом 8/Т -соотношение не обязательно соответствовало современному. Это во всяком случае верно для Гренландии, где использование современного 8/Т -соотношения приводит к занижению гляциально-межгляциальной амплитуды изменения приземной температуры приблизительно вдвое [7]. Оценки 8/-соотношения для Антарктиды обладают большей устойчивостью. Так, согласно модельным расчетам [10, 11], современные градиенты, полученные для

станции «Восток», ¿818о/дТ = 0,75%о/ °С и дЮ/дТ = 6,04%о/ °С, оставались в целом верным для

всего последнего ледникового цикла, хотя точность их не превышает 10 % [9]. В то же время оценки, основанные на термическом фракционировании изотопов азота и аргона во время изотопной стадии 5c/5d (приблизительно 108 тыс. лет назад) дают основание предполагать, что современный пространственный (см. ниже) градиент недоучитывает разницу между существовавшей в то время и современной температурой примерно на 20 % [12]. Вторая сложность в оценке 8/Т8 -соотношения состоит в том, что даже для современных климатических условий можно рассчитать его, только используя так называемый метод аналогий. Он заключается в том, что современный эмпирический регрессионный коэффициент (гради-

ент) между изотопным составом льда и температурой переносится и на прошедшие эпохи [9]. По результатам полевых исследований рассчитывают регресси-

18

онные соотношения между 8 О или 8В в верхнем слое снега/фирна и приземной температурой воздуха

. Условно в качестве берут температуру снега/фирна на глубине нескольких метров. При отсутствии регулярных метеонаблюдений она считается среднегодовой температурой для того отрезка времени, который легко определить путем подсчета годовых слоев. Точки для полевых измерений выбирают на разных высотах так, чтобы получить значения

818О или 8В при разных Тв в пределах одного региона. Модельные расчеты [11] показывают, что пространственный и временной градиенты не обязательно совпадают. Эмпирически полученные пространственные градиенты, строго говоря, верны только для ограниченных областей. В настоящей работе 8В из ледового керна [2] центрируются на современное значение, и полученные отклонения А8В пересчитыва-ются в АТ5 в соответствии с пространственным градиентом, полученным для станции «Восток» (см. выше), который верен и для станции «Купол Конкор-дия». Ниже рассмотрены поправки, которые необходимо внести в полученный ряд.

Учет изменения среднего изотопного состава

Мирового океана

Существует прямая зависимость между изотопным составом вод Мирового океана в прошлом и изотопным составом ледовых кернов. В периоды похолоданий лед в континентальных щитах формировался из

18

атмосферных осадков с пониженным и 8В . Это обусловлено различиями физических свойств тяжелых и легких изотопов, фракционирование которых начиналось еще на стадии испарения [4]. Сокращение континентального оледенения приводило к резкому изменению среднего изотопного состава Мирового океана [13, 14], обогащению его легкими изотопами. Масштабы континентального оледенения Северного полушария многократно превосходили объем оледенения в Южном полушарии, и приток талой воды и изменения уровня Мирового океана в межледниковья происходил преимущественно за счет распада ледовых щитов Северного полушария [15]. Таким образом, ледовые щиты в течение гляциальных фаз акку-

18

мулировали влагу с пониженным 8 О, так как из вод Мирового океана происходило изъятие в первую

очередь легкого изотопа 16 О . Кислород из морской воды входит в состав кальцита, составляющего скелет фораминифер, которые, отмирая, формируют донные осадки, фиксируя, таким образом, изотопный состав морской воды. В соответствии с этим, относительное 18

содержание О в донных осадках завышено относительно его содержания покровных ледниках. Этот эффект объясняется не колебаниями температуры воздуха над Антарктидой, а различием в физических свойствах тяжелых и легких изотопов кислорода и

18

водорода. Ранняя оценка разницы между 8 О;се льда 18

и 8 О8№ морской воды во время максимума последнего оледенения составила 0,4 %о [16]. Согласно по-

18

следним оценкам [17], 8 О8№ морской воды в это

время был выше современного на 1 % . В соответствии с этим изотопный ряд, полученный из ледового керна, должен быть исправлен на величину, пропорциональную изменению среднего изотопного состава Мирового океана. Для 8Все льда океаническая поправка, согласно [13], рассчитывается по формуле (1):

dDsw = 8Д8

~'18

где А8 О8№ - центрированный ряд 8"О8№, масштабированный к величине 1 % во время последнего ледникового максимума.

Одна из проблем заключается в правильном выборе ряда 818О8№ . Такой ряд должен быть репрезентативен, т.е. соответствовать изменению среднего изотопного состава Мирового океана. Логично будет заключить, что стек, составленный из донных морских осадков максимального числа скважин, будет наиболее репрезентативен. Таковым на сегодняшний день является ряд [18], который представляет собой стек данных 57 скважин. Вторая проблема состоит в том, 18

что датирование ряда 8 О8№ должно быть увязано с датированием 8В^се, иначе фазовые расхождения приведут к введению верной поправки в неверное время. Учитывая то обстоятельство, что потепления были очень резкими по сравнению с длительностью ледовых условий, ошибка от сдвига фаз будет больше, чем ошибка амплитуды конкретного ряда

18 18 8 О8№ . На рис. 1 показаны ряды 8 О8№ , взятые из

[18, 19], нормированные относительно максимального понижения уровня Мирового океана во время последнего ледникового максимума (-130 м согласно [15]).

18,

Os

1 + 8Dir

v 1 + 8Д8180^ j

818Os

. — Bassinet et al. (1994) j Lisiscki and Raymo (2005) '

-700x10 -600 -500 -400 -300 -200 -100 0 Время

Рис. 1. Изотопные ряды морских донных осадков, нормированные к максимальному понижению уровня Мирового океана, м, во время последнего ледникового максимума

Первый ряд, как было упомянуто, является стеком многих скважин, т. е. фактически осредненным для значительной части Мирового океана, второй - стек всего двух скважин - в экваториальной части Индийского и Тихого океанов. Амплитуды обоих рядов очень близки, однако сдвиг по фазе очевиден. Как указано в [2], датирование ряда 8Все в керне станции

«Купол Конкордия» согласовывалось с хронологией 18

ряда 8 О8№ из [19], поэтому его использование для расчета океанической поправки (рис. 2) было предпочтительным. Кроме того, стек [18] не содержит данных по Индийскому океану, а атмосферные осадки на станции «Купол Конкордия» изначально формируются как раз в умеренной и субтропической частях Индийского океана [11], в связи с чем использование ряда [19] представляется предпочтительным.

4.0 3.5 3.0 2.5 2.0 1.5 1.0 0.5 0.0 -0.5

-Океаническая поправка -------И.1М. условии испарения -Топографический эФФек 4

1 \ 1 т, S 1

\ iN

•

А 1

1

I1

V/ ". V. / V Ц/Л V у '-.Д Мл v2 г\ Л V \ / 1

----- .,-- ....... Ii— .... .........j

Время

Рис. 2. Поправки к неисправленному температурному ряду приземной температуры воздуха, °С, полученному непосредственным пересчетом из изотопного ряда в ледовом керне

Учет изменения условий испарения с поверхности океана

Модельные расчеты [10, 11] показывают, что изотопный состав льда в керне в некоторой степени зависит от температуры и влажности воздуха и скорости ветра в той части акватории Мирового океана, откуда влага ведет свое происхождение. Поскольку фракционирование изотопов начинается уже в момент испарения и зависит от высоты переноса в атмосфере, то изотопный состав до момента формирования осадков над Антарктидой уже имеет региональные особенности, которые определяются географическим районом происхождения. Таких источников, как правило, несколько, и лед в керне представляет собой смесь осадков разного географического происхождения. При переходе от гляциальных условий к межгляци-альным происходили изменения в циркуляции атмосферы и соответственно изменение соотношения долей каждого из источников происхождения влаги в смеси. Помимо этого, происходило изменение климатических условий и в самих районах-источниках влаги. В неявном виде эти малые вариации фиксируются параметром, который получил название «дейтериевый эксцесс» (deuterium excess) и определяется, как

d = SD - 8S18O.

Амплитуда гляциально-межгляциальных колебаний Дё достигает 4 %о [20, 21]. Эта величина должна быть исправлена в соответствии с изменением среднего изотопного состава Мирового океана (т.е. в нее должна быть введена океаническая поправка): 18

Дёсогг ~ Дё + 2,6Д8 О ш [20]. Заметим, что с учетом 18

амплитуды Д8 О ш = 1 %, величина поправки становится сопоставимой с Дё . По оценке [20] приземную палео-температуру в точке бурения можно выразить как

ДГ, = 0,16Д80согг + 0,44 Дёсогг .

Коэффициент 0,16 близок к пространственному градиенту для Восточной Антарктиды

(д80/ дГ )-1 = 0,166 °С/%о. Считая, что характерная амплитуда гляциально-межгляциальных колебаний Д80согг = -50 %о, установили, что максимальная разница в оценках ДГ,, согласно (2) и прямым пересчетом с учетом современного пространственного градиента, составит -0,27 °С.

Оценки Дё в керне «Купола Конкордия» к настоящему времени получены лишь для последних 50 тыс. лет, а ошибка расчета d = 0,7 %о, что составляет около 18 % амплитуды Дё [20]. С другой стороны, для станции «Восток», расположенной в этой же части Восточной Антарктиды, дейтериевый эксцесс был рассчитан для последних 150 тыс. лет, что дало возможность определить, что вариации Дё содержат периодическую компоненту склонения Земной орбиты, в меньшей степени зависят от перидичности изменчивости эксцентриситета (ок. 100 тыс. лет) и совсем независимы от частоты прецессии (ок 23 тыс. лет) [21]. Не останавливаясь на физических механизмах изменчивости Дё, укажем, что преобладание двух компонент в спектре Дё дает возможность построить искусственный ряд, калибровку которого произвести по выделенному ряду Дё из керна станции «Восток». Для этой цели был использован ряд

18

Д8 Ош [19], из которого были выделены две частотные составляющие и усилена частота склонения относительно частоты эксцентриситета так, чтобы результирующий ряд был максимально близок к отфильтрованному почти гармоническому ряду Дё [21]. Полученный таким образом температурный эквивалент изменений условий испарения показан на рис. 2.

Локальный топографический эффект

На протяжении всей истории топография ледового щита Антарктиды постоянно менялась. Высота поверхности испытывала вертикальные движения, вызванные увеличением или уменьшением количества осадков, из-за изостатических прогибов литосферы под воздействием меняющейся массы щита, вследствие миграции линии налегания из-за колебаний уровня Мирового океана. Поскольку температура у верхней границы температурной инверсии линейно связана с приземной температурой, то увеличение абсолютной высоты места приводит к снижению как при-

земной температуры, так и температуры у верхнего слоя инверсии. Таким образом, температура воздуха, основной регулирующий фактор процесса фракционирования изотопов, изменялась не только вследствие глобальных колебаний климата (т.е. не только содержит, как это принято говорить, климатический сигнал, но и систематические осцилляции, не связанные с изменениями климата).

В течение отрезка времени, который соответствует длине ряда 80 , поверхность ледового щита испытывала вертикальные движения. Соответственно менялась приземная температура и линейно связанная с ней темпратура у верхней границы инверсии. На рис. 2 показан рассчитанный в численном эксперименте на модели Антарктического ледового щита [22] температурный эквивалент вариаций абсолютной высоты поверхности щита ДН в точке с координатами станции. Для пересчета колебаний абсолютной высоты в отклонения температуры ДГ, = уДН был использован рассчитанный в [23] вертикальный градиент температуры для внутренних районов континента у = -1,4285 ° С/100 м. Эта величина, по мнению авторов [24], не обязательно совпадает с климатическим градиентом дГ,/дН и является несколько завышенной. Поскольку их вывод основан на модельных расчетах, то проверить его или сопоставить с другими аналогичными оценками не представляется возможным. В связи с этим решено было воспользоваться именно современным значением.

На рис. 3 показаны неисправленные отклонения температуры воздуха, полученные прямым пересчетом из ряда 80 с учетом местного пространственного градиента, и выделенный с учетом трех обсужденных выше поправок климатический сигнал. Очевидно, что максимальный вклад в коррекцию исходного ряда вносит топографический эффект.

-700x10 -600 -500 -400 -300 -200 -100 0 Время

Рис. 3. Исходный (неиспраленный) ряд отклонений температуры воздуха и климатический сигнал, полученный после введения соответствующих поправок, °С

Заключение

Восстановление климатических вариаций в прошлом на основе данных анализа изотопного состава ледовых кернов (изотопная термометрия) является важнейшим инструментом палеореконструкций. Растущий объем исходных данных, получаемых из сква-

жин в континентальных ледовых щитах Антарктиды и Гренландии, позволяет к настоящему времени построить ряд изменений приземной температура воздуха, начиная со времени 740 тыс. лет назад (керн со станции «Купол Конкордия» в Антарктиде [2]). Интерпретация исходных изотопных рядов требует учитывать ряд физических и динамических процессов, которые влияют на соотношение между температурой воздуха и концентрацией тяжелых изотопов кислорода и водорода в кернах. Среди факторов, которые необходимо принимать во внимание при выделении климатического сигнала из изотопных рядов, отметим самые важные:

1. Изменение среднего изотопного состава Мирового океана.

2. Изменение источников влаги в Мировом океане по мере перехода от ледниковых условий к межледни-ковьям и изменения локальных условий испарения (температуры поверхности океана, скорости ветра и относительной влажности).

3. Локальный топографический эффект.

Степень воздействия последнего фактора на аккуратность палеореконструкций может быть оценена только с помощью математического моделирования. Рассмотренные в настоящей работе данные были получены в географической точке, расположенной в регионе, где горизонтальным смещением льда можно пренебречь при реконструкции температурного па-леосигнала. В областях, где горизонтальными скоростями потока пренебрегать нельзя, в ходе палеорекон-струкций следует помимо локального топографического эффекта учитывать эффект от горизонтального смещения льда.

Литература

1. Robin G. de Q. // Philosophical Trans. R. Soc. Lond., B., 1977. 280. Р. 143-168.

2. EPICA community members // Nature. Vol. 429. P. 623628.

3. Huybrechts P., Rybak O. // Abstract of the ESF Conference «Polar Regions and Quaternary Climate», Acquafredda di Maratea. Italy, 24-29 September 2005.

4. Котляков В.М., Гордиенко Ф.Г. Изотопная и геохимическая гляциология. Л., 1982.

5. Dansgaard W. // Tellus. 1964, Vol. 16. P. 436-468.

6. Robin G. de Q. // The Climatic Record in Polar Ice Sheet / Ed. by Robin G. de Q. Cambridge University Press. London. 1983. Р. 180-184.

7. Jouzel J. et al. // Journal of Geophysical Research. 1997. Vol. 102 (C12). P. 26471-26487.

8. Jouzel J. et al. // Journal of Geophysical Research. 1983. Vol. 88. P. 2693-2703.

9. Jouzel J. et al. // Journal of Geophysical Research. 2003, Vol. 108 (D12). 4261, doi: 10.1029/2002JD002677.

10. Delaygue G. et al. // Tellus. 2000. Vol. 52B. P. 19-36.

11. Werner M., Heimann M., Hoffmann G. // Tellus. 2001. Vol. 53B. P. 53-71.

12. Caillon N. et al. // Journal of Geophysical Research. 2001. Vol. 106 (D23). P. 31893-31901.

13. Vimeux F., Cuffey K.M., Jouzel J. // Earth and Planetary Science Letters. 2002. Vol. 203. P. 829-843.

14. Waelbroek C. et al. // Quaternary Science Reviews. 2002. Vol. 21. P. 295-305.

15. Clark P.U., Mix A.C. // Nature. 2000. Vol. 406. P. 689-690.

16. Emiliani C. // Journal of Geology. 1955. Vol. 63. P. 538578.

17. Schrag D.P., Hampt G., Murray D.W. // Science. 1996. Vol. 272. P. 1930-1932.

18. Lisiecki L.E., Raymo M.E. // Paleoceanography. 2005. Vol. 20. PA1003. doi: 10.1029/2004PA001071.

19. Bassinot F.C. et al. // Earth and Planetary Science Letters. 1994. Vol. 126. P. 91-108.

20. Stenni B. et al. // Earth and Planetary Science Letters. 2003. Vol. 217. P. 183-195.

21. Vimeux F. et al. // Nature. 1999. Vol. 398. P. 410-412.

22. Huybrechts P. // Quaternary Science Reviews. 2000. Vol. 21. P. 203-231.

23. Fortuin J.P.F., Oerlemans J. // Annals of Glaciology. 1990. Vol. 14. P. 78-84.

24. Krinner G., Genthon C. // Geophysical Research Letters. 1999. Vol. 26 (15). P. 2227-2230.

Сочинский научно-исследовательский центр РАН_29 мая 2006 г.