东南极中山站-Dome A断面雪坑主要化学离子的时空变化研究

邓加元 李院生 马红梅 史贵涛 马天鸣 鲁思宇,5

(1 上海海洋大学海洋科学学院,上海 201306; 2 中国极地研究中心,上海 200136; 3 华东师范大学地理科学学院,上海 200241; 4 中国科学技术大学地球和空间科学学院,安徽 合肥 230026; 5 吉林大学建设工程学院,吉林 长春 130012)

提要 中国第35 次南极考察队内陆考察期间在东南极中山站-Dome A 断面沿线采集了4 个雪坑,利用火山标志层确定了Dome A 地区雪坑年层序列(1962—2018年)。雪坑离子浓度时空的分析表明,沿海地区Cl-和Na+浓度受海洋来源影响相对较高,Cl-/Na+比值从沿海到内陆逐渐增加,表明Cl-除海盐源外存在其他来源或受到挥发性HCl 沉积的影响。内陆地区雪坑平均浓度较高,可能与该地区雪低积累率和中低纬度 远距离输入有关。海拔2000 m 以上雪坑中非海盐硫酸根(nss )占总 的比重大于90%,表明nss 的远距离输入是南极高海拔地区 离子的主要来源。积累率、下降风和沉积后作用等造成 浓度变化复杂,显示出较大的空间异质性。离海岸距离800 km 处雪坑的浓度较高,推测是受该地区地貌、太阳辐射冰壳和沉积后作用等因素所致。沿海地区和800 km 处雪坑海盐离子、 和nss 浓度随时间变化呈现出不同的季节性特征,而离海岸距离520 km 和内陆地区雪坑无明显季节变化趋势,认为是物质源区、下降风、沉积后过程和积累率等共同作用的结果。基于海冰形成的高盐度“霜花”和风吹雪,可能是沿海地区雪坑海盐离子浓度随时间增加的原因。

0 引言

极地冰盖持续不断地接受着大气各种物质[可溶性杂质、不可溶性杂质(微粒)等]的沉降,是全球重要的物质沉积区[1]。因而,南极地区的降雪能够反映大气环流的时空变化特征,并用于大气传输机制研究。但是,降雪在沉积后会发生粒雪化作用与密实化作用,转变为粒雪或者冰。这一过程造成南极雪冰记录的大气环流变化信息发生改变或缺失,致使雪坑、浅雪芯和深冰芯的定年工作产生较大的不确定性。通过获取不同时间尺度和分辨率雪坑(深度＞100 cm)的雪冰,恢复记录在雪冰中的化学元素信息,对于揭示降雪的现代沉积过程和机制具有重要意义[2-7]。作为气候环境变化的良好载体,雪冰中记录的化学元素信息还能反映物质源区和传输路径,通过对雪冰化学成分的影响因素和时空变化特征的分析,可以反演大气传输特征,进而判断出物质源区以及其传输机制。基于这些化学成分记载的历史气候环境变化信息,雪冰可以帮助我们了解过去几十年甚至几万年的环境状况,为恢复长时间尺度的大气化学组成信息以及解读冰芯记录提供基础[2,8-10]。

中山站-Dome A 断面横跨东南极沿海和内陆地区,是国际横穿南极科学考察(International Transantarctic Scientific Expedition,ITASE)计划核心断面之一。该断面不仅具有多种雪冰沉积环境,且断面终点Dome A 地区还是东南极冰盖海拔最高点[11-12]。目前,围绕东南极中山站-Dome A 断面,已开展对雪冰环境要素持续系统的科学观(监)测,并在雪冰化学组成的分布规律和影响因素的认识上取得了较大进展。Li 等[13]从物质源区、传输机制等方面对中山站-Dome A 断面表层雪和雪坑的海盐离子时空分布模式进行了初步研究,发现海盐离子与积累率呈正相关,沿海地区海盐离子含量冬季高、夏季低,南极大陆周围海域是海盐离子的主要源区。于金海等[14]详细探讨了断面表层雪中与甲基磺酸(methanesulfonate,MSA)的空间变异特征和其变化规律,和MSA 含量的空间变化趋势总体呈递减特征,区域性变化趋势则较为复杂。江星星等[15]对断面表层雪Pb、As 和Cu 等微量元素进行了初步分析,结果表明断面的Pb、As 和Cu 空间差异显著,人类活动污染物释放是其主要来源(均大于80%)。Shi 等[16]通过研究断面表层雪和雪坑的在不同环境下的沉积和保存,发现表层雪中含量随着离海岸距离的增加呈上升趋势,且受积累率影响,沿海地区与内陆地区的雪坑剖面中浓度不同。此外,横穿南极科学考察的其他断面也已经进行了一定表层雪或雪坑样品的采集研究工作,如Suzuki 等[17]研究了东毛德皇后地沿海Syowa 站-Dome Fuji 断面1000 km 的表层雪海盐离子Cl-和Na+成分的空间分布规律。Karkas 等[18]对西毛德皇后地沿海冰架到内陆0～350 km 断面表层雪的空间分布进行了研究。Dixon 等[19]对西南极ITASE 断面的一系列表层雪和雪坑/浅雪芯的雪冰进行了化学分析,发现断面的光洁雪面/雪丘区域的样品离子浓度相比非光洁雪面/雪丘地区较高。Khodzher 等[20]完成了Progress 站-Vostok 站1280 km 断面表层雪和雪坑与离海岸距离、海拔、坡度和积累率的相关性调查。Caiazzo 等[21]分析了东南极Talos Dome附近的雪坑和浅雪芯雪冰化学,利用、和MSA 的季节性变化得到了较精确的年层划分,并认为风力导致的降雪重新分配过程是引起雪坑/浅雪芯积累率变化的原因。

由于中山站-Dome A 断面气候环境条件和大气环流复杂多变,影响雪坑/冰芯主要阴、阳离子沉积到雪层后的季节性变化和年际循环模式的控制因素多样,因而研究不同区域雪坑的降雪沉积记录有助于我们进一步理解影响断面化学离子信号的各种沉积规律及大气环流的影响机制。本研究以中国第35 次南极科学考察中山站-Dome A断面沿线采集的4 个雪坑为研究对象,分析了雪坑雪冰的化学组成,结合断面雪坑的地理因素、积累率等,在综合以往研究成果的基础上,揭示断面雪坑化学空间分布特征,同时对降雪的季节性模式和沉积后过程对某些化学指标的影响进行了探究,并讨论了海冰、太阳辐射冰壳等因素对雪冰化学成分的影响。其中,重点研究了Dome A地区的雪坑记录,特别是沉积后作用的影响,并对该雪坑进行详细年层划分,进而为解读Dome A 地区深冰芯的古气候环境信息提供科学依据。

1 采样和实验分析

1.1 采样信息和方法

中山站-Dome A 断面内陆考察路线长度1256 km,其中最高点Dome A 海拔4093 m,是南极内陆海拔最高的冰穹[22-23]。2018/2019年中国第35 次南极科学考察时沿该考察路线(图1)距离中山站不同距离(130 km、520 km、800 km 和1250 km)分别采集了4 个雪坑,详细采样信息见表1。采样面选择在雪坑的背风壁方向雪面,采样前使用聚乙烯塑料铲和刮板仔细修整。采样瓶为100 mL HDPE 材质洁净采样瓶,采样和样品保存步骤如下: 拿起采样瓶,将瓶口对准采样面,用力将瓶身推进雪壁,待雪样装满后,封口,并置于清洁PE 密实袋中,最后放置于-20℃环境中保存和运输。雪坑采样过程中所有采样人员均穿着洁净服,佩戴一次性面罩和口罩,防止样品被污染。

图1 中山站-Dome A 断面内陆考察路线Fig.1.Map of Chinese Antarctic Research Expedition (CHINARE) traverse route from Zhongshan Station to Dome A

表1 中国第35 次南极科学考察在中山站-Dome A 断面采集雪坑的信息Table 1.Information of snow pits sampling along Zhongshan Station to Dome A traverse during 35th CHINARE

1.2 化学离子分析方法

样品主要阴、阳离子含量分析在中国极地研究中心洁净实验室进行。实验分析时,提前将冻结的样品放置在中国极地研究中心洁净实验室 (1000 级)内常温自然融化(约22 ,24℃小时),之后将4 mL 融化后的水样倒入样品瓶中等待测试,分析仪器为离子色谱分析仪(Dionex ICS-3000),阴离子(Cl-、、)分析采用Ion Pac AS11阴离子色谱柱和AG11 保护柱以及KOH 淋洗液,阳离子(Na+、K+、Mg2+、Ca2+)分析采用Ion Pac GS12 阳离子色谱柱CG12 保护柱以及MSA 淋洗液[24]。样品的离子含量采用国家标准样品校正,标准序列(阴离子标准序列均为20、40、100、200 ng·g-1,阳离子标准序列Na+为10、20、50、100 ng·g-1,K+和Mg2+为2、4、10、20 ng·g-1,Ca2+为4、8、20、40 ng·g-1)通过国家标准样品用超纯水(Milli-Q,18.2 MΩ·cm)梯度稀释。分析过程中设置空白组和平行组,离子检测限为ng·g-1级,平行样品测试误差＜5%。

1.3 雪坑定年方法

冰芯/雪坑的定年工作是研究雪冰化学特征时间变化的基础,常用方法包括离子的季节变化定年法、标志层法等[25]。其中离子的季节变化定年法主要是指南极雪冰中的很多化学离子表现出不同程度的季节性高低变化,如海盐离子(Cl-和Na+)浓度在冬季高、夏季低。标志层法主要是指依靠大型火山事件和人类特殊活动(核试验)造成硫酸根或β活化度峰值在雪冰中的记录去划定特殊层的年份[25-27]。

雪坑定年方法的选择与采样点的雪积累率、风速、采样深度等有很大的关系,通常雪积累率高的沿海地区,其年层划分主要是根据稳定同位素和离子的季节性变化信号[25]。张明军等[8]成功通过δ18O、和Cl-含量剖面对伊丽莎白公主地两个雪坑进行了年层划分; Caiazzo等[21]利用、和MSA 的季节性变化分析了东南极Talos Dome 附近的雪坑,得到了较精确的年层划分。Dome A 地区的积累率低,通过各种参数(δ18O、Na+、、Cl-等离子)的季节性或者年际变化来确定雪坑的时间序列难度较大。相对而言,大型火山事件,可以作为雪坑定年的标志年层,附以雪积累率数据校验,能够得出较为准确的时间序列[28-31]。因此,考虑到SP1～SP3 雪坑2 m 采样深度相对较浅,特别是SP2 与SP3 地区积累率较低和下降风盛行等因素造成无法准确划分年层,甚至存在年层缺失现象,本研究仅讨论SP1～SP3 雪坑的季节性变化,Dome A 地区的SP4 雪坑则通过火山事件标志层法进行定年,以期为进一步认识东南极内陆典型区域Dome A 的雪冰变化过程,了解Dome A 地区物质积累变化以及冰芯研究提供信息。

2 结果和讨论

2.1 SP4 雪坑定年结果

2.1.1 SP4 雪坑火山事件信号

通过火山事件标志层法对Dome A 地区的SP4 雪坑进行定年,首先要确定SP4 雪坑中的火山事件信号。雪冰中的主要源于海盐输入(该部分通常标记为ss)、海洋生物、火山事件和人类活动释放,其中后三种来源的统称为非海盐硫酸根离子(nss)[14],[nss] = [] - 0.253 × [Na+],其中0.253 是指海水中/Na+的比例[32]。海洋生物和人类活动释放的浓度在雪冰中浓度相对较低,通常是作为的背景浓度。火山事件形成的硫酸气溶胶经平流层扩散至全球各个地区,这些气溶胶在平流层向极地地区扩散的悬浮时间可达数年(表现为连续几个样品均为高值)。火山事件导致的高浓度信号峰代表了火山事件记录[28-29]。在这项工作中,阈值(背景值加上两个标准差)使用Cole-Dai 等的方法进行计算,即从数据中除去那些明显可能是火山时间年份的nss值,再计算剩余nss浓度的平均值和标准偏差(二者分别代表非火山活动期间的硫浓度本底值和变化范围)[28,31,33]。计算结果如图 2 表示,实直线 nss代表的浓度背景值111.16 ng·g-1,虚线表示阈值176.88 ng·g-1。基于背景值和阈值,本文提出如下火山事件判别标准: 第一,连续3 个样品的nss浓度为高值; 第二,nss浓度最低值达到阈值以上。根据以上两个标准,我们在SP4 雪坑nss记录中发现两个火山事件信号,深度分别在1.86 m 和3.9 m 处(图2)。

图2 SP4 雪坑nss 浓度随深度变化的剖面(实直线代表背景浓度,虚线代表阈值)Fig.2.Continuous profile of nss concentrations in the SP4 snow pit as a function of snow depth.The solid horizontal line indicates the non-volcanic background,and the dashed line represents the detection threshold.

2.1.2 年平均积累率和年层计算

通过密度铲法对SP4 雪坑雪密度测量显示,其顶部新雪密度为311 kg·m-3,底部密度约440 kg·m-3。根据实测密度,得到密度随深度的变化拟合趋势线:y= 0.0152x3- 0.0934x2+ 0.1596x+ 0.3093。通过拟合方程式,计算出雪坑不同深度下雪冰的密度,进而转换成样品水当量长度(密度乘以各个样品长度),最后可获得水当量深度[27-34]。

表2 给出了不同研究者对于Dome A 地区雪冰积累率的计算结果[26-28,35-37]。在长时间尺度上,Dome A 地区的积累率总体上比较稳定(约0.019 ～ 0.027 m w.e·a-1)。对照全新世火山事件表及现代Dome A 地区积累率,认为图2 中nss在3.9 m处峰值为1964年,即1963年印度尼西亚爆发的Agung 火山事件(火山事件导致的nss传输到极地有时间差,通常为1～2年)[30,33],顶部时间默认为采集时间,即2018年。在上述两个时间标记层的基础上,计算得出年平均净积累率为0.0269 m w.e·a-1,略大于侯书贵等[26]研究的年平均积累率。对于其他部分,采用年平均积累率为0.0269 m w.e·a-1的方法进行定年(水当量深度除以雪积累率),得出1.86 m 处nss峰值年层为1992年,恰好与1991年喷发的Pinatubo(菲律宾)火山事件相对应。根据计算结果,底部沉积时间为 1962年,因而整个雪坑的定年结果为1962—2018年,共56年。

表2 Dome A 地区平均积累率Table 2.The averaged accumulation rate from different method in Dome A

表1 给出了SP1～SP4 雪坑附近(2 km 以内)花杆中国第35 次南极科学考察时的实测雪积累率。沿海地区的SP1 雪坑附近积累率较高; 520 km 处的SP2 雪坑区域下降风盛行,年均风速大于8.0 m·s-1(风向以SSE 为主),强烈下降风导致雪再搬运和重新堆积[10],花杆资料表明该区域降雪年积累率不足40 kg·m-2·a-1; SP3 地区较高的积累率应该与该处的地形特征有关。相对于 Dome A 地区,SP1～SP3 雪坑关于表面地形特征、积累速率以及断面雪坑/浅冰芯研究成果均相对较少,该内容仍需继续观测和进一步的验证。

2.2 主要离子浓度变化特征

2.2.1 主要离子的空间变化特征

表3 列出了SP1～SP4 雪坑主要可溶性离子的平均浓度和C-/Na+比值。为了比较空间特征,还列出了南极其他地点1～2 m 深度雪坑/粒雪芯的离子浓度测量结果[19,38-42]。本文的4 个雪坑中的海盐离子浓度总体上高于东南极South Pole- Vostok 断面和西南极ITASE 断面中相同海拔高度雪坑或浅雪芯内的海盐离子浓度(表3)[19,38],但与Li 等[13]中国第29 次南极考察队内陆考察研究结果基本一致,不同断面或地区大气环流模式和物质源区的区别,可能是导致雪坑离子平均浓度差异的主要原因。其中,SP1～SP4 雪坑K+、Mg2+和 Ca2+平浓度均相对其他离子较低,平均浓度范围约1～ 6 ng·g-1。K+浓度相比Mg2+和Ca2+浓度较低,4 个雪坑的K+浓度仅1～2 ng·g-1。Mg2+既有海盐来源,也有陆地尘埃碎屑风化物来源,浓度变化较小。内陆地区的Ca2+平均浓度相对略高,这是因为Ca2+主要来源于中低纬陆地,大气环流模式结果显示南极沿海地区接收附近海洋物质,而Dome A 地区主要接收中低纬大气环流的远源传输,并通过极地平流层沉降到内陆,造成内陆地区的 Ca2+浓度较高[1,10]。康建成等[43]发现南极内陆地区 Ca2+离子含量较高,主要是从别的大陆如南美大陆,通过大气环流输运到南极内陆。

表3 南极雪坑离子浓度平均值对比Table 3.Average values of ionic concentration in snow pits

海盐离子(Na+、Cl-)主要源于海洋,易受近海海洋气团影响,因而,表3 中SP1 雪坑Na+和Cl-浓度较高,内陆区域SP4 雪坑海盐离子浓度较低。Cl-/Na+浓度比值可以用来解释影响海盐离子沉降的源区和机制,其中Na+被认为完全来源于海洋[9]。海水中的Cl-/Na+浓度比值约为1.81,当某区域的比值接近1.81 时,表明海洋气团控制该区域的海洋沉降,雪冰中的物质主要来源于海洋。随着海拔增加,Cl-/Na+大于1.81,说明Cl-来源有非海盐的物质输入[10,13]。SP1～SP4 雪坑的Cl-/Na+比值,随采样点从沿海向内陆变化而逐渐增大。具体而言,SP1 靠近沿海地区,Cl-/Na+比值为1.91,接近海水比值,表明该雪坑的物质以海洋源为主。海拔高于2000 m 的SP2～SP4 雪坑,Cl-/Na+比值增加,表明存在Cl-的富集或Na+亏损的现象。在沿海区域,温度低于-8℃时海冰形成过程中芒硝沉淀引起的Na+的分馏,是造成SP1雪坑Cl-/Na+略大于1.81 的部分原因[44]。在内陆区域,Cl-富集主要与挥发性HCl 的沉积有关。挥发性HCl 可由H2SO4和/或HNO3与NaCl 的大气化学反应释放,其中夏季大部分脱氯作用(即产生的HCl)可能是由大气中高浓度的HNO3所引起的[16,45-46]。低积累率地区(SP4)发生的挥发性的氯化物(HCl)沉降至冰盖表层时,挥发和再沉降现象和少量非海盐来源如火山活动、人类活动释放的Cl-,通过高空(平流层或对流层顶部)传输沉降在内陆雪层中也会造成Cl-富集[13,19]。此外,风吹雪作用,特别是在下降风作用的地区,可能是导致SP2 和SP3 雪坑Cl-/Na+比值增加的原因(表3)[47-48]。

需要注意的是,SP4 雪坑最表层样品的阴、阳离子浓度较高,可能是雪坑最上层(0～3 cm)包含有冰晶(Dome A 地区最顶层＜1 cm 的针状晶体层)引起的。Shi 等[16]研究表明,Dome A 地区表层雪的形态与断面上的其他区域不同,冰晶层广泛发育,特别是在雪脊上,冰晶中的某些离子含量相对较高(例如最大约1000 ng·g-1),但是目前有关冰晶化学分析的信息还很有限,对于SP4 雪坑表层阴、阳离子浓度较高的原因需要进一步收集分析。

2.2.2 主要离子的时间变化特征

从图3 可以看到,海盐离子Cl-和Na+的变化相同,各个雪坑Cl-和Na+浓度的年际循环特征不同。SP1 和SP3 雪坑Cl-和Na+呈现出年际循环,其原因是冬季亚南极地区海洋上空的气旋南侵,气旋活动加剧,导致海盐离子随海洋气团频频侵入南极冰盖内部,使冰盖雪冰内的海盐离子形成较清晰的季节性循环,即冬季出现较高值,夏季出现较低值。其中Na+可认为是完全来自海洋,更易表现出季节性变化现象,因此雪冰中季节性变化的Na+浓度也被认为是南极冬春季大气扰动的沉积时间指标[25]。内陆低积累率区域SP4 雪坑Cl-和Na+浓度无季节变化特征。图3 中SP1～SP4 雪坑的Cl-浓度随时间推移呈现出不同程度的上升趋势,Na+浓度上升幅度微弱,其中内陆SP4 雪坑Na+甚至略微减少。一方面,可能与沿海地区海冰面积扩大有关。海盐气溶胶增加特别是在冬季增加，不仅与气旋风暴增强导致开阔海洋上空的海盐气溶胶增强并更快地向内陆运输有关,还与海冰面积扩大过程中的直接输入有关,包括霜花(frost flower),盐水(brine),以及风吹雪升华的贡献[54-55]。南极海冰面积通常在9月份(冬季)达到最大值,在2月份(夏季)达到最小值,从1979年起整体上呈缓慢增长的趋势,并在2014年达到近几十年以来最高点(1270 万平方公里)。此后受热带和极地地区多重气象因素联合作用,快速回落至较低水平(2017年为近40年新低,约1060 万平方公里)。南极海冰主要变化区域分布在西南极,尤其是罗斯海区域和阿蒙森海区域; 相比之下,东南极海冰面积相对稳定,仍在缓慢增加[56-57]。海冰形成高盐度“霜花”和盐水,可能与雪坑海盐离子含量的增加有关,因此至少在沿海地区,在解释雪坑的海盐记录时,需要考虑新生海冰上的霜花和风吹雪升华机制。但Levine 等[58]以海盐离子作为过去海冰面积指标进行的模拟研究表明,气象条件而非海冰面积是影响南极洲的沿海和内陆地区的大气海盐气溶胶沉积的主要因素。到目前为止,海盐离子的霜花与海洋飞沫来源很难细致区分,Frey 等[59]在威德尔海观测到了风吹雪产生的海盐气溶胶,发现风吹雪通常会导致暴风气旋期间海盐气溶胶的增加,是导致南极冬季Cl-和Na+浓度出现最大值的原因。并通过的分馏对该地区海盐离子来源的进行了简单区分,结果表明该地区海盐离子以海冰上的霜花、风吹雪来源为主。另一方面,Cl-的上升趋势可能与HCl 很易挥发和再沉降有关[16,45-46]。与Na+相同,沿海地区的Cl-具有冬季峰值,海盐离子从沿海向内陆的传输过程中发生动力分馏或与大气中的强酸发生化学反应,内陆地区过低的积累率会使季节信号发生平滑[47-48]。另外,如果积累率保持不变,大气环流的强度的改变,也会导致离子浓度发生变化。

图3 Cl-和Na+ 离子浓度随深度变化的剖面对比,空点代表离子浓度,实线代表平滑曲线,虚线代表趋势线(a,b,c,d分别表示SP1～SP4)Fig.3.Comparison of Cl-and Na+ concentration profiles with depth in SP1 (a),SP2 (b),SP3 (c) and SP4 (d).The empty dots indicated concentrations,the solid lines indicated smoothed curves,and the dashed lines indicated trend lines.

图4 显示K+、Mg2+、Ca2+的变化趋势,SP1和SP3 的Mg2+剖面与海盐离子Cl-和Na+的变化趋势较为一致,呈现出季节性变化,反映了开阔海洋产生的海洋飞沫对 Mg2+浓度的贡献[10]。SP1～SP3 雪坑的K+、Mg2+和Ca2+浓度随时间的推移呈微弱上升。由于K+、Mg2+和Ca2+既有海洋来源,也有陆地来源[9],其上升趋势可能同海盐离子Cl-和Na+一致,是新生海冰上的霜花和风吹雪升华机制所致[54-55]。

图4 K+、Mg2+和Ca2+随深度变化的剖面对比,空点代表离子浓度,实线代表平滑曲线,虚线代表趋势线a) SP1; b)SP2,c) SP3; d) SP4Fig.4.Comparison of K+、Mg2+ and Ca2+concentration profiles with depth in SP1 (a),SP2 (b),SP3 (c) and SP4 (d).The empty dots indicated concentrations,the solid lines indicated smoothed curves,and the dashed lines indicated trend lines.

图5 nss 和 离子浓度随深度变化的剖面对比(a,b,c,d 分别表示SP1～SP4)Fig.5.Comparison of nss and concentration profiles with depth in SP1 (a),SP2 (b),SP3 (c) and SP4 (d)

3 结论

通过分析在中山站-Dome A 断面雪坑雪冰化学离子含量,得出了以下结论:

(1)在空间变化方面,总体上,SP1～SP4 雪坑K+、Mg2+和Ca2+平均浓度相对其他离子较低,平均值范围约1～6 ng·g-1,其中内陆地区的Ca2+受源区和大气环流机制等作用影响,浓度较K+、Mg2+略高。沿海地区的Cl-和Na+受近海海洋气团影响,浓度较高。从沿海到内陆,Cl-/Na+比值逐渐增大,表明Cl-有其他来源或受到挥发性HCl 的沉积等影响。低雪积累率和中低纬度远距离输入可能造成内陆地区雪坑浓度较高,2000 m 以上的雪坑nss在中的比重达90%以上,表明非海盐硫酸盐是高海拔地区离子的主要来源。积累率、下降风和沉积后作用等导致浓度变化复杂,显示出较大的空间异质性,SP3 雪坑浓度较高,可能与该地区地貌、太阳辐射冰壳和沉积后作用等有关。

(2)在时间变化方面,由于离子源区、下降风、沉积后过程和积累率等共同作用,SP1 和SP3 雪坑海盐离子、和nss浓度随时间呈现出相应的季节变化特征,而SP2 和SP4 雪坑无明显季节变化。SP1～SP3 雪坑Cl-和Na+浓度随时间推移表现出不同程度的上升趋势,可能是新生海冰上的霜花和风吹雪升华机制所致。K+、Ca2+浓度随时间变化较小,Mg2+和海盐离子Cl-和Na+浓度剖面变化较为一致,表明Mg2+主要受海洋来源的影响。此外,通过nss火山信号确定了SP4 雪坑的时间序列(1962—2018年,年平均积累率为0.0269 m w.e·a-1)。

综上,通过对中山站-Dome A 断面雪坑雪冰化学的时空变化特征及其区域差异等分析研究,补充、验证和增加了整个断面和Dome A 地区雪坑/冰芯中雪冰气候记录,为东南极冰芯记录研究提供了重要的支撑。