Полная версия

Главная arrow География arrow ГИДРОЛОГИЯ МАТЕРИКОВ

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Озера западного сектора Антарктиды.

Они преимущественно тек- тонико-экзарационного происхождения распространены в оазисах на западном побережье моря Росса (Земля Виктории) и его залива Мак-Мердо, а также на острове Росс (в районе базы Скотт озера Deep L., Terrace L., Sunk L. и др.).

Ванда (Lake Vanda) — наибольшее по объему и наиболее изученное антарктическое озеро (см. рис. 10.1). Оно расположено на высоте 143 м в сухой долине Райт длиной 48 км, замкнутой выводным ледником Райт.

Озеро — бессточное, меромиктическое (частично перемешивающееся), имеет площадь 13,6 км2, длину 8,5 км, наибольшую ширину 2,4 км и глубину до 66,5 м. При такой площади и средней глубине (из измеренных ее значений в 13 промерных точках, см. рис. 10.1), равной 28,7 м (А. О.Шпайхер, 1967), объем воды в оз. Ванда превышает 390 млн м3. Оно постоянно покрыто льдом, толщина которого летом в среднем 3,5—4,2 м при ширине закраин до 4,5 м. В приустьевом плесе, принимающем сток р. Оникс, открытая водная поверхность больше. С началом притока талой воды уровень в озере повышается на 18 —54 см в зависимости от водности р. Оникс, расход воды в которой в разные годы достигал 5 — 7 м3/с. Поступает под лед и вода, образующаяся при подтаивании озерного льда, температура которого в разгар лета близка к 0 “С. Его толщина уменьшается за лето в среднем на 0,7 м, а структура приобретает вид длинных вертикальных кристаллов диаметром около 5 см.

На фоне медленного подъема уровня в приустьевом плесе озера зарегистрированы сейши с амплитудой 5—10 см и периодом 5—12 мин. Их параметры изменяются в зависимости от направления долинного ветра, скорость которого достигает 30 —50 м/с (A. J. Heine, 1969).

Осенью после прекращения стока в р. Оникс и замерзания закраин начинается медленное понижение уровня воды в озере на 5—10 см. Одновременно увеличивается толщина сплошного ледяного покрова (до 5 м в центральном плесе и до 3,2 м в приустьевом). Долинные сухие и адиабатически нагревающиеся ветры-фены, стекающие с 300 — 800-метровых склонов ледников, сметают снежный покров и полируют поверхность очень прозрачного льда, вследствие чего она лишена снега. Под нижней поверхностью льда пресная водная масса (фация Cl —Са —Na, минерализация менее 250 мг/л, удельная электропроводность к,8 более 600 мкСм/см) имеет температуру О °С. С глубиной она увеличивается до 5 вС в слое 5 —10 м и до 8°С в слое 15 — 40 м.

На рис. 10.2 видно, что обратная температурная стратификация в миксолимнионе (в перемешивающемся слое озерной водной массы) имеет слоистую структуру — чередование полностью перемешанных подледной конвекцией мезо- и макрослоев воды с микрослоями значительных вертикальных градиентов температуры и, очевидно, минерализации, которая к горизонту 40 м возрастает до 1,15 %о.

В слое температурного скачка и хемоклине (в слое скачка солености воды) на глубине 40 —60 м температура увеличивается до 25 °С, а ее минерализация — до 115 18 более 120 000 мкСм/см) при трансформированном составе преобладающих ионов (С1—Са— Mg) очень соленой придонной водной массы со значением pH, равным примерно 6,0. Те же значения лимнических характеристик имеет и нижележащий 6-метровый слой монимолимниона (не перемешивающийся слой), в котором вода коричневого цвета полностью лишена растворенного кислорода. В период 1961 —1973 гг. максимальная температура в этом слое, по данным японских исследователей, снижалась с 25,7 до 24,5 °С (Y.Yusa, 1974).

В подледном слое вода летом пересыщена кислородом настолько, что пузырьки газа видны не только на нижней поверхности

Стратификация водной массы в оз. Ванда поданным зондирования водной толщи 02.01.1971 (Y.Yusa, 1974)

Рис. 10.2. Стратификация водной массы в оз. Ванда поданным зондирования водной толщи 02.01.1971 (Y.Yusa, 1974):

а — по температуре, *С; б — по удельной электропроводности воды к18, мкСм/см,

приведенной к 18'С ледяного покрова, но и в его многометровой толще. Наблюдения за внутригодовым изменением плотности озерного льда рл показали, что в осенний период (с марта по май), когда начинается утолщение ледяного покрова, среднее значение рл уменьшается от 0,94 до 0,86 г/см3 вследствие вмерзания пузырьков кислорода. За зиму, когда фотосинтез отсутствует, рл увеличивается до 0,92 г/см3 к концу октября (S.K.Cutfield, 1972).

Гипотезы о нагреве придонной ВМ геотермальным потоком тепла или подводными термальными источниками отвергнута на основании:

  • • многократных градиентных измерений температуры донных отложений в разных участках озерной чаши;
  • • семинедельных наблюдений за температурой в 15-метровой скважине летом 1973/74 гг., пробуренной в скальных породах коренного ложа озера (А.Т. Wilson et al., 1974). Они показали, что поток тепла направлен от границы вода—дно в глубь иловой толщи и находящегося под ней гранита. Расчетами доказано, что термическая стратификация этого озера может определяться поглощением солнечной энергии, которая проникает сквозь очень прозрачный лед и чистую воду на глубину 50—60 м. В миксолимнионе поглощение света возбуждает поэтапное периодическое конвективное перемешивание, обеспечивающее фотосинтез синезеленых водорослей (Anabena и др.) аллохтонными биогенными веществами, который насыщает основную водную массу кислородом.

В поверхностном слое озера, куда поступают талые воды р. Оникс, величина pH имеет значение 7,0 —7,4. Втрофогенном (т.е. в слое, где выделяющийся при фотосинтезе кислород имеет концентрацию выше равновесной) прогретом до 8 °С слое солоноватой воды на глубине 15 —40 м pH возрастает, а в хемоклине и под ним снижается до 7,0. Под хемоклином с очень большой устойчивостью (вертикальный градиент плотности в среднем превышает 9 кг/м4), исключающей возможность вертикального перемешивания вод, происходит очень медленное многовековое накопление тепла. Это явление и в других природных зонах свойственно гелиотерминеским озерам, имеющим толщину фотическо- го слоя, в котором поглощается солнечный свет, большую, чем глубина расположения хемоклина.

Химический и изотопный составы основной и придонной водных масс оз. Ванда свидетельствует о том, что обе водные массы представляют собой сильно метаморфизированную талую воду. Возможно, озеро возникло в морском фьорде, отделенном от океана ледником, многократно заполняясь ледниковыми водами в эпохи потепления климата. Уровни древних пляжей в озерной котловине показывают, что глубина озера была на 56 — 63,5 м больше современной, а 3 тыс. лет назад глубина озера составляла 129 м (S. К. Cutfield, 1972). При похолоданиях климата объем воды сильно сокращался вследствие испарения (возможно, до отметки хемоклина), что и приводило к концентрированию в озерной воде ионов в основном аэрозольного происхождения.

Дон-Жуан-Понд (Don Juan Pond) — небольшое рапное озерцо (размером 270 х 90 м) соленостью более 380 расположено в той же долине Райт, в 10 км к западу от оз. Ванда (см. рис. 10.1,

а). Химический состав рапы на 96 —99 % состоит из СаС12 с примесью MgCl2 и NaCl. Такая рапа замерзает примерно при температуре -54 °С. В более сильные морозы, стоящие в этой долине несколько дней в июле, рапа в нем либо замерзает, либо полностью кристаллизуется в минерал антарктицит СаС12-6Н20. Это озерцо окружено крупными скалами, поверхность большинства которых (в 1 — 3 м от уреза) покрыта налетом СаС12. Адсорбция атмосферной влаги приводит к образованию луж у подножия скал диаметром 0,3 — 1,2 м. В них испаряющийся раствор СаС12 летом нагревается до 10 °С, находясь в состоянии полного насыщения. Поэтому дно таких луж покрыто белыми шестигранными кристаллами антарктицита длиной до 1дм (S. K.Cutfield, 1972).

Бонни (Lake Bonney) — еще одно меромиктическое и гелиотер- мическое невскрывающееся из-подо льда бессточное озеро глубиной 34 м. Оно находится в соседней сухой долине Тейлор и замыкается крупным ледником (см. рис. 10.1, а 10.3, а). Летом оно питается водами трех ручьев, составляющими около 40 % ее притока и талыми водами ледника Тейлор. Вследствие этого термическое и химическое состояние хемоклина и монимолимниона в постоянно покрытых льдом полярных озерах Ванда и Бонни совершенно различно.

Гидрологическая структура оз. Ванда определяется смешением талых вод летом с солоноватой основной озерной водной массой вследствие конвекции только в миксолимнионе. В оз. Бонни смешение с талой водой происходит и в хемоклине на глубине 8 — 15 м, и под ним в соленой придонной водной массе в слое, который из-за этого лишь условно можно считать монимолимнионом. Температура пресной, с повышенной минерализацией основной водной массы на горизонте 4 м (в 0,5 м от нижней поверхности льда) за вторую половину декабря увеличилась с 1 до 2,5 °С вследствие поглощения солнечной радиации, а в нижележащем 6-метровом слое солоноватой воды достигла 6—6,5 °С (рис. 10.3, б). Хемоклин при этой температуре представлял собой конвективно перемешанный слой 6- и 3-метровой толщины (16.12.1972 и 1.01.1973 соответственно). Глубже него во все более соленой воде температура не увеличивалась (как в оз. Ванда), а наоборот, снижалась до 0 и даже до -2,0 °С у самого дна.

Подледный слой воды над хемоклином очень пересыщен кислородом — до 18 —20 и даже до 35 мг/л (16.12.1972). В просверленную только что во льду лунку, по свидетельству исследователей, с

Водосбор оз. Бонни и стратификация в нем водной толщи

Рис. 10.3. Водосбор оз. Бонни и стратификация в нем водной толщи:

а — ледники (У — Taylor; 2— Rhone; 3— Matterhorn; 4— Lacroix) и потоки талой воды (5), питающие озеро; б— изменение на гидрологической станции (6) летом 1972/73 гг. за две недели вертикального распределения температуры (Т) и растворенного кислорода (02) (В. L.Weand et al., 1975)

шипением выходил не имеющий запаха газ. В хемоклине и непосредственно под ним концентрация 02 падала практически до 0, а ко дну возрастала до 25 мг/л (16.12.1972) (см. рис. 10.3, б). Подобные внутрисезонные изменения термического и химического режима в соленой придонной водной массе гипо- и мсталимниона наблюдались и следующим летом 1973/74 гг. Причиной летнего выхолаживания гиполимниона, роста в нем содержания 02 и концентрации сульфат-иона считают проникновение в придонный слой насыщенной кислородом талой воды, при смешении которой с соленой водой часть 02 расходовалась на окисление сульфидов до S042“. Другая его часть, избыточная относительно пониженной равновесной концентрации 02 в соленой воде, всплывала микропузырьками к нижней поверхности льда и накапливалась под ним вместе с фотосинтезированным в трофогенном слое кислородом. Выделение кислорода из пересыщенной им воды сопровождало ап- веллинг распресняющейся соленой воды в хемоклине и выше него. К началу января 1973 г. сформировались заметные на рис. 10.3,6 дополнительные конвективно перемешанные прослойки воды над и под слоем максимальной температуры размытого хемоклина.

Явление апвеллинга более соленых вод и их послойного перемешивания с основной водной массой в верхней половине озерной толщи прослеживается и в изменении вертикального распределения катионов — Na+, Са2*, Mg2+ и К4 от ноября к декабрю и январю 1973/74 гг.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>