CC BY
54
2007
Известия ТИНРО
Том 148
УДК 551.464(265.51)
А.П. Недашковский1, Н.С. Ванин2, Г.В. Хен2, Н.А. Середа1 О ТОИ ДВО РАН, 2 ТИНРО-центр, г. Владивосток)
ГИДРОХИМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ БЕРИНГОВА МОРЯ В ЛЕТНЕ-ОСЕННИЙ ПЕРИОД 2004 Г.
На основе данных, полученных в сентябре—октябре 2004 г. в ИЭЗ России в западной части Берингова моря, исследованы пространственная структура и изменчивость концентраций растворенного кислорода и биогенных элементов (фосфатов и силикатов). Выделено три слоя: поверхностный, включающий в себя верхний квазиоднородный и холодный промежуточный слои, слой скачка биогенных элементов (биоклин) и слой кислородного дефицита и максимума фосфатов. Показано, что при заглублении нижней границы поверхностного слоя, как правило, происходит также заглубление нижней границы слоя скачка и одновременное увеличение его толщины. Средняя толщина слоя скачка составляет 175 ± 60 м, изменяясь в интервале 65-340 м. С учетом высокой корреляции между фосфатами и силикатами в биоклине оценена новая продукция в поверхностном слое, составляющая на момент съемки в среднем 40 гС/м2. Сравнение наблюдений с данными 1992-1993 гг. показало, что в настоящей экспедиции данные характеризуются значительно меньшим разбросом (в слое кислородного дефицита стандартные отклонения для силикатов и фосфатов в 5-10, для кислорода примерно в 3 раза меньше). В ядре этого слоя в 2004 г. абсолютные концентрации силикатов и фосфатов заметно выше (кислорода меньше), чем в 1992 и 1993 гг. Высказывается предположение, что наблюдаемые различия могут быть обусловлены изменением циркуляции в исследуемом регионе.
Nedashkovsky A.P., Vanin N.S., Khen G.V., Sereda N.A. Chemical regime of the western Bering Sea in summer-autumn 2004 // Izv. TINRO. — 2007. — Vol. 148. — P. 194-210.
Spatial distribution of dissolved oxygen content and concentrations of nutrients (phosphate and silicate) are considered on the data obtained in the western Bering Sea (Russian EEZ) in September—October, 2004. Three main strata were defined: the surface one including the upper quasi-homogeneous and dichothermal layers; the stratum of nutrients jump (biocline); and the stratum of oxygen deficiency and phosphate maximum. Thickness of biocline varied from 65 to 340 m, with average 175 ± 60 m. Deepening of the surface layer was accompanied, as a rule, by the biocline deepening and thickening. The measured chemical parameters were less scattered than those in previous surveys in 1992-1993, when standard deviations of silicate and phosphate concentrations in the deeper stratum were 5-10-fold higher and the deviation of dissolved oxygen content in this layer was 3-fold higher. Concentrations of silicate and phosphate in the core of deeper stratum (depth 600950 m, o0 = 27.30) were distinctly higher in 2004 when oxygen content was lower. The differences where supposedly caused by water circulation changes.
New production in the surface layer was estimated, taking into account a high correlation between silicate and phosphate in the biocline. By the moment of survey its average value was rated as 40 gC/m2.
Изучение гидрохимического режима важно для понимания процессов, происходящих в морских экосистемах, для исследования климатической изменчивости. Важной составляющей гидрохимического режима является режим кислорода и биогенных элементов, в частности фосфатов и силикатов. Систематические наблюдения за изменчивостью этих параметров представляются актуальными в Беринговом море, районе с высокой динамической активностью. Гидрохимический режим Берингова моря, действительно, интенсивно изучается начиная со второй половины прошлого века (Мокиевская, 1958 а, б; Иваненков, 1964; Всесторонний анализ ...,1987; Исследования экосистемы ...,1990; Комплексные исследования ..., 1995; Гидрометеорология ..., 2001).
К сожалению, после 1993 г. гидрохимические наблюдения в ИЭЗ России Берингова моря не выполнялись. В настоящей работе рассматриваются особенности гидрохимического режима западной части Берингова моря осенью 2004 г., проводится сравнение с результатами летних наблюдений 1992-1993 гг.
Исследуемый район (рис. 1) лежит в пределах российской ИЭЗ Берингова моря и прилегающей к п-ову Камчатка субарктической зоны северо-западной части Тихого океана. Данные были получены в сентябре—октябре 2004 г. в 28-м рейсе НИС "ТИНРО". Отбор проб выполнялся батометрами Нискина с измерительным комплексом Sea Bird-25. В глубоководной части моря зондирование проводилось до глубины 1000 м, на разрезе в Камчатском проливе — до горизонта 1500 м. На каждой глубоководной станции пробы отбирались с 12 горизонтов (в отдельных случаях с 13), с учетом особенностей предварительно полученных на экране монитора профилей температуры и солености.
Рис. 1. Схема станций 14.0923.10.2004 г.: 1 — станции на шельфе, 2 — станции, на которых ХПС практически не проявляется; 3 — граница района, в котором выполнялись наблюдения в 1992 и 1993 гг.; на врезке — станции разреза в Камчатском проливе 07.09.2004 г.
Fig. 1. Scheme of stations 14.0923.10.2004: 1 — shelf stations, 2 — stations with no occurrence of dicho-thermal layer, 3 — boundary of the region with observations conducted during summer 1992 and 1993; The insertion shows stations in the Kamchatka Strait 07.09.2004
i ' ■ ' ' i
180° 185°
Определения биогенных элементов и кислорода выполнялись на борту судна стандартными методами, принятыми в морских исследованиях (Современные методы ..., 1992).
В глубоководной части Берингова моря выделяют следующие водные массы (Гидрометеорология ..., 1999):
1) поверхностная водная масса — образуется в процессе зимней конвекции. В теплое время года ее верхний слой (15-50 м в зависимости от сезона) сильно трансформируется в процессе нагрева и распреснения. Незначительно измененная нижняя часть поверхностной водной массы составляет холодный промежуточный слой (ХПС), ядро которого (минимум температуры) отмечается на глубине 150-200 м;
2) ниже ХПС располагается промежуточная тихоокеанская водная масса, в верхней части которой наблюдается промежуточный максимум температуры (обыч-
но на глубинах 250-500 м). Нижняя граница промежуточной тихоокеанской водной массы простирается до глубины ~ 1000 ■ 1500 м;
3) ниже располагается глубинная водная масса с монотонным понижением температуры и повышением солености с глубиной.
Большинство выполненных станций расположено в глубоководной части полигона. Общие закономерности вертикальной изменчивости силикатов, фосфатов и кислорода в этой области иллюстрирует рис. 2, на котором дополнительно представлена вертикальная изменчивость температуры (рассматриваемые зависимости даны от условной потенциальной плотности о0, поскольку в этом случае общие черты проявляются нагляднее). На рис. 2 видно, что для всех глубоководных станций характерна одна и та же отчетливо выраженная трехслойная гидрохимическая структура (Мокиевская, 1958 а, б).
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5
0 20 40 60
25.2«
PO43-, мкмоль/кг
100 150 200 250 300 350
Рис. 2. Вертикальная изменчивость (параметр — потенциальная плотность) гидрохимических параметров и температуры в исследуемом районе: 1 — поверхностный слой, 2 — слой скачка, 3 — слой кислородного дефицита и максимальных концентраций фосфатов. Штриховые линии показывают плотность нижней части слоев
Fig. 2. Vertical variability (parameter vs potential density) of hydrochemical parameters and temperature in the studied region. Rectangles denote: 1— the surface layer, 2 — the layer of jump (permanent biocline), 3 — the layer of oxygen deficiency and maximal phosphate concentrations. Dashed lines show density ranges of these layers
e
25.6
26.4
26.8
27.2
27.6
Детальное рассмотрение позволяет выделить в глубоководной части исследуемого района три основных типа вертикальной изменчивости гидрохимических параметров (рис. 3), которые определяются в первом приближении соответствующими типами термохалинной структуры вод.
Первый тип, беринговоморского происхождения, присущий западной и центральной части Командорской котловины, имеет глубокий, 150-200 м, поверхностный слой, включающий в себя обширный холодный промежуточный слой с температурой от 1,5 до 2,5 °С. Толщина ХПС достигает 100 м, а его ядро (минимум температуры) располагается в диапазоне плотности 26,55-26,60 (глубины 150-200 м).
У второго типа изменчивости поверхностный слой простирается до глубин 100-150 м, а ХПС имеет меньшую толщину и более высокую температуру (2,53,5 °С). Этот тип соответствует слабо трансформированным тихоокеанским водам, занимающим восточную часть Командорской и западную часть Алеутской котловины.
Si, мкмоль/кг 02, мкмоль/кг
Рис. 3. Основные типы вертикальной изменчивости гидрохимических параметров (фосфатов, силикатов, кислорода) и температуры на примере ст. 186, 180 и 172 (соответственно 1-, 2- и 3-й тип): a — зависимость параметров от глубины, б — от плотности. Эллипсами выделен слой скачка (постоянного биоклина); 1-3 — основные слои гидрохимической структуры для субарктических вод
Fig. 3. Basic types of vertical variability of hydrochemical parameters (phosphate, silicate, oxygen) and temperature on example of st. 186, 180 and 172 (1, 2, 3 type respectively): a — parameter — depth, б — parameter — potential density. Ellipses depict a layer of jump (permanent biocline); 1-3 — main layers of hydrochemical structure for subarctic waters
Для третьего типа изменчивости характерно практически полное отсутствие ХПС, нижняя граница поверхностного слоя по этой причине определяется плохо. Этот тип наблюдается на ряде станций (162, 163, 171, 172, 174, 175) в прол. Ближнем и вблизи о. Беринга и, по всей видимости, формируется из вод Аляскинского течения при входе их в прол. Ближний в результате приливного и ветрового перемешивания, усиленного топографическим эффектом (Takenouti, Ohtani, 1974). Разрушение ХПС может быть вызвано и подъемом вод в циклонических круговоротах, формирующихся в этом районе вследствие разнонаправленного движения вод в прол. Ближнем. В западной части наблюдается вынос вод из моря, а в восточной — заток тихоокеанских вод (Hughes et al., 1974).
В северной мелководной части полигона вся водная толща от поверхности до дна (в нашем случае до 100 м) подвержена сезонной изменчивости. Эти воды можно было бы формально полностью считать поверхностным слоем в том смыс-
ле, как он понимается в глубоководной области моря. В период наблюдений этот слой сильно трансформирован, причем трансформация затрагивает не только верхнюю, но и нижнюю часть. По этой причине шельфовые станции целесообразно исключить из рассмотрения общих характеристик поверхностного слоя исследуемого района и выделить в отдельную группу.
Поверхностный слой формируется в зимний сезон в процессе конвекции. Это определяет его главные черты — высокое содержание кислорода и относительную однородность (низкие градиенты) фосфатов и силикатов. В наблюдаемый период верхняя часть поверхностного слоя сильно обеднена фосфатами и силикатами. Это связано с их ассимиляцией фитопланктоном. Содержание же кислорода в верхней части поверхностного слоя значительных сезонных изменений не испытывает. В нижней части поверхностного слоя содержание фосфатов (в определенной степени это относится и к силикатам) выше по сравнению с первоначальным зимним содержанием (концентрация кислорода меньше). Это связано с деструкцией опускающегося органического вещества и с вертикальным водообменом, вследствие чего неоднородность гидрохимических характеристик в нижней (основной) части поверхностного слоя летом возрастает.
На рис. 4 представлена топография нижней границы поверхностного слоя и распределение на этом горизонте условной потенциальной плотности. Основная причина высокой вариации толщины поверхностного слоя (Н = 160 ± 60 м, Нмин = 80 м, Нмакс = 390 м) — опускание и подъем вод. Это подтверждается относительно незначительным изменением плотности на нижней границе поверхностного слоя для глубоководной части исследуемого района (с0 составляет в среднем 26,58 ± 0,06). Наибольшая толщина поверхностного слоя наблюдается вблизи материкового склона и в антициклонических круговоротах на ст. 181 и 151.
Рис. 4. Глубина залегания нижней границы поверхностного слоя (а) и распределение потенциальной плотности на этой границе (б)
Fig. 4. Depth of the lower border of the surface layer (a) and potential density distribution at this border (б)
На нижней границе поверхностного слоя наблюдаются две области пониженных значений плотности (рис. 4, б). Наиболее отчетливо это видно на юго-востоке полигона, что связано с проникновением сюда вод другой структуры, выделенной выше как тип 3 (тонкий поверхностный слой неберинговоморского происхождения). Небольшое понижение плотности на северо-востоке обусловлено распространением трансформированных тихоокеанских вод из более теплой восточной части моря.
Распределения наблюдаемых параметров в поверхностном слое (на поверхности и на изопикне с0 = 26,58) представлены на рис. 5 и 6. В табл. 1 даны их средние величины в сравнении с 1992 и 1993 гг. (21- и 24-й рейсы НИС "Академик Александр Несмеянов").
область пониженных концентраций фосфатов и силикатов
Fig. 5. Distribution of oxygen concentration (a) and saturation rate (6), phosphate (в) and silicate (r) at the sea surface. The area with lowered phosphate and silicate concentration is shaded
На поверхностном горизонте концентрация кислорода в северном направлении несколько возрастает, а степень насыщения кислородом морской воды снижается, севернее 58° с.ш. она становится менее 100 % (рис. 5, а, б). Наблюдаемая закономерность связана, по-видимому, с изменением температуры воды на поверхности. С уменьшением температуры растворимость кислорода увеличивается, что приводит к понижению степени насыщения. В южной части полигона это вызывает уменьшение потока кислорода в атмосферу, вследствие чего концентрация кислорода увеличивается (предполагается, что поток O2 за счет фотосинтеза остается на прежнем уровне). В северной части полигона рост концентрации кислорода дополнительно происходит за счет потока из атмосферы.
Аномально высокое содержание кислорода на ст. 181, расположенной в антициклоническом вихре, связано с тем, что здесь сохранились холодные и,
следовательно, более насыщенные кислородом воды. Повышенная степень насыщения морской воды кислородом на этой станции обусловлена как нагревом верхней части поверхностного слоя, который интенсивно начался, по-видимому, недавно, так и связанной с этим прогревом интенсификацией фотосинтеза.
Рис. 6. Распределение концентраций кислорода (а) и степени насыщения им морской воды (б), фосфатов (в) и силикатов (г) на поверхности 26,58 о0. Затемнены области пониженных концентраций кислорода и повышенных — фосфатов и силикатов
Fig. 6. Distribution of oxygen concentration (а) and saturation rate (б), phosphate (в) and silicate concentration (г) at the 26.58 o0 surface. The areas of lowered concentrations of oxygen and increased concentrations of phosphate and silicate are shaded
Общая особенность изменчивости фосфатов и силикатов в исследуемый период — резкое уменьшение их концентраций в верхней части поверхностного слоя (в интервале глубин 0-30^50 м), что обусловлено биоассимиляцией. Пониженные концентрации биогенных элементов на поверхностном горизонте в юго-западной части полигона вблизи камчатского побережья (рис. 5, в, г) отражают, по-видимому, более высокую первичную продукцию вод этой зоны. Севернее 58° с.ш. поверхностный горизонт характеризуется относительно высокими, слабо изменяющимися величинами [PO43-] и [Si]. Это может объясняться адвекцией вод из открытой части моря, характеризующихся меньшей продуктивностью, и интенсификацией вертикального перемешивания, приводящего к обогащению поверхностного горизонта фосфатами и силикатами. В пользу последнего фактора свидетельствует характер распределения кислорода, рассмотренный выше.
Таблица 1
Средние величины гидрохимических параметров в поверхностном слое. Для сравнения приводятся данные, полученные в июне 1992 и июле 1993 гг.
Table 1
Mean values of hydrochemical parameters at the surface layer. The data obtained in June, 1992 and in July, 1993 in the specified region are cited for comparing
Параметр 1992 1993 2004, сравнение с 1992-1993 2004, весь массив
Поверхность
m = 32 m = 22 m = 37 m = 79
T, °C 5,15 ± 0,98 11,78 ± 1,45 8,14 ± 1,75 9,05 ± 2,36
3,89 + 7,37 8,87 + 14,46 5,19 + 11,66 3,46 + 13,69
Sal, psu 33,01 ± 0,15 32,47 ± 0,76 32,75 ± 0,28 32,64 ± 0,33
32,51 + 33,21 30,22 + 33,09 31,65 + 33,03 30,98 + 33,03
Si, мкмоль/кг 15,4 ± 16,8 0 + 53,7 6,9 ± 4,9 0,7 + 21,7 17,1 ± 6,9 5,0 + 30,3 16,2 ± 6,7 2,8 + 31,6
PO43-, мкмоль/кг 0,70 ± 0,54 0,02 + 1,77 0,37 ± 0,30 0,03 + 1,23 1,07 ± 0,39 0,27 + 1,70 1,01 ± 0,38 0,13 + 1,70
O2, мкмоль/кг 358,5 ± 34,7 280,3 + 435,4 296,7 ± 14,8 267,3 + 335,8 288,3 ± 5,2 278,5 + 298,1 287,1 ± 8,6 268,3 + 331,5
O2, % 115,3 ± 11,5 110,1 ± 4,6 99,0 ± 2,4 100,5 ± 3,5
90,6 + 138,6 102,8 + 124,4 93,3 + 104,3 91,5 + 108,7
Si/P, моль/моль 20,6 ± 16,9 0 + 87,5 29,6 ± 32,2 2,4 + 150,7 16,1 ± 2,5 8,1 + 21,6 16,1 ± 2,6 8,1 + 22,8
26,07 ± 0,16 24,65 ± 0,71 25,47 ± 0,37 25,23 ± 0,48
25,72 + 26,31 22,59 + 25,25 24,62 + 25,94 23,82 + 25,96
ав = 26,58
m = 29 m = 20 m = 33 m = 71
H, м 145 ± 41 108 ± 32 164 ± 46 143 ± 46
57 + 202 68 + 202 104+284 88 + 284
T, °C 1,27 ± 0,32 1,20 ± 0,36 2,27 ± 0,52 2,24 ± 0,71
0,81 + 2,03 0,51 + 2,14 1,63 + 3,59 1,29 + 3,99
Sal, psu 33,20 ± 0,03 33,20 ± 0,03 33,29 ± 0,05 33,29 ± 0,07
33,16 + 33,27 33,14 + 33,28 33,23 + 33,43 33,20 + 33,48
Si, мкмоль/кг 49,2 ± 7,8 28,4 + 60,2 49,7 ± 3,0 43,9 + 54,7 53,8 ± 4,8 48,4 + 67,6 53,3 ± 5,5 47,2 + 67,6
PO43-, мкмоль/кг 1,90 ± 0,20 1,49 + 2,09 2,09 ± 0,11 1,86 + 2,33 2,38 ± 0,08 2,27 + 2,54 2,37 ± 0,10 2,24 + 2,59
O2, мкмоль/кг 313,9 ± 12,7 283,3 + 332,2 312,2 ± 12,4 280,1 + 329,7 276,1 ± 30,0 200,5 + 309,3 273,7 ± 40,2 163,0 + 315,0
O2, % 91,6 ± 3,6 90,9 ± 3,3 82,6 ± 8,0 81,7 ± 10,8
82,1 + 96,8 83,6 + 95,7 62,2 + 91,3 51,0 + 92,3
Si/P, моль/моль 26,1 ± 3,9 17,1 + 31,7 23,9 ± 2,1 20,6 + 27,3 22,6 ± 1,3 21,1 + 26,6 22,4 ± 1,4 20,7 + 26,6
Величина 26,58с0 является средним значением плотности для нижней границы поверхностного слоя в исследуемом регионе. На распределении кислорода на изопикне 26,58с0 (рис. 6, а, б) выделяются две области пониженной концентрации (и пониженной степени насыщения морской воды кислородом). Областям пониженного содержания кислорода соответствуют области повышенных концентраций фосфатов и силикатов (рис. 6, в, г). Пониженное содержание кислорода (повышенное содержание фосфатов и силикатов) в юго-восточной части полигона обусловлено поступлением вод с Аляскинским течением. Выше отмеча-
201
лось, что эти воды имеют тонкий поверхностный слой. Изопикна с0 = 26,58 для этих вод лежит в слое скачка, там, где начинается резкое уменьшение концентрации кислорода и увеличение концентраций биогенных веществ. В северной части полигона, куда распространяются трансформированные тихоокеанские воды (второй тип вертикальной гидрохимической структуры), конвекция не столь глубокая, как в беринговоморской структуре, и поэтому изопикна 26,58с0 также попадает в слой скачка.
Изменчивость средних поверхностных концентраций, полученных в разных экспедициях, на наш взгляд, отражает сезонный ход (уменьшение концентраций биогенных элементов к середине лета вследствие биоассимиляции и последующее их возрастание осенью вследствие интенсификации вертикального перемешивания). Сравнение средних концентраций в нижней части поверхностного слоя (на изопикне 26,58с0) в 1992, 1993 и 2004 гг. показывает следующее. Содержание кислорода в октябре 2004 г. заметно ниже (~ на 37 мкмоль/кг), а концентрации фосфатов и силикатов выше, чем летом 1992 и 1993 гг. В ХПС Берингова моря биохимическое потребление кислорода (БПК) составляет 66 ± 22 мкмо-льО2/кг*год (Иваненков, 1964). Полученная на основании исследования бактериальной продукции летом 1992 г. оценка БПК в Беринговом море в слое 150400 м составляет 23 ■ 46 мкмольО2/кг*год (Сорокин и др., 1995). Исходя из приведенных оценок БПК сезонное уменьшение кислорода за июль—октябрь должно составить ~ 6 ■ 22 мкмольО2/кг, что заметно меньше, чем разница между концентрацией кислорода летом в 1992-1993 гг. и в октябре 2004 г. На наш взгляд, пониженное содержание кислорода, наблюдаемое в исследуемый период на изопикне 26,58с0, связано не только с расходованием кислорода на окисление органического вещества, но и с гидродинамическими процессами, в частности с распространением на рассматриваемой акватории вод, для которых изопикна 26,58с0 попадает в слой скачка, а также с трансформацией нижней части поверхностного слоя за счет вертикального перемешивания. В пользу такого предположения свидетельствует заметно более высокая температура, наблюдаемая на изопикне 26,58с0 в октябре 2004 г. по сравнению с летом 1992-1993 гг.
В слое скачка происходит основное уменьшение концентрации кислорода и возрастание концентраций фосфатов. В отличие от верхней части поверхностного слоя, где изменчивость биогенных элементов носит ярко выраженный сезонный характер, в слое скачка их рост в первом приближении не зависит от сезона. Это слой постоянного (основного) биоклина. Ниже слоя скачка концентрации кислорода и фосфатов изменяются мало. За нижнюю границу слоя скачка кислорода и биогенных веществ можно условно принять горизонт, на котором степень насыщения воды кислородом составляет 15 % (см. рис. 2). Очевидно, что данная граница одновременно будет являться верхней границей слоя кислородного дефицита и максимальных концентраций фосфатов.
В среднем нижняя граница слоя скачка (рис. 7) находится на глубине 340 м, Н = 140, Н = 580 (о0 = 26,95 ± 0,04, интервал = 26,89 ■ 27,03). Наибольшее
мин ' макс 0 ' ' ' г ' '
заглубление ее наблюдается вблизи материкового склона, вдоль западного склона хребта Ширшова и в антициклонических круговоротах на ст. 151 и 181.
Топография нижней границы слоя скачка в исследуемом регионе хорошо согласуется с топографией нижней границы поверхностного слоя и с распределением толщины слоя скачка (см. рис. 4, а, 7), т.е. при заглублении нижней границы поверхностного слоя, как правило, происходит также заглубление нижней границы слоя скачка и одновременное увеличение его толщины. Средняя толщина слоя скачка составляет 175 ± 60 м (изменяясь в интервале 65-340 м).
Топография нижней границы слоя скачка (поверхности 26,95с0) и распределение наблюдаемых параметров на ней хорошо согласуются между собой (рис. 7 и 8): заглубление нижней границы слоя скачка сопровождается повышенным содержанием кислорода (пониженными концентрациями фосфатов). По-видимо-
Fig. 7. Depth of the lower border (a) and thickness (6) of the jump layer
160 165 170 175 180 185 160 165 170 175 180 185
Рис. 8. Распределение концентрации кислорода (а) и степени насыщения им морской воды (б), фосфатов (в) и силикатов (г) на изопикне oe = 26,95. Выделены области повышенного содержания кислорода, пониженного содержания фосфатов и повышенных концентраций силикатов
Fig. 8. Distribution of oxygen concentration (a), saturation rate (б), phosphate (в) and silicate (г) at the 26.95oe surface. Areas of higher oxygen concentration, lowered phosphate and increased silicate concentration are shaded
му, опускание вод, наблюдаемое вблизи материкового склона и вдоль западного склона хребта Ширшова, сопровождается вертикальным перемешиванием в слое скачка, которое приводит к увеличению его толщины и изменению гидрохимических характеристик вблизи его нижней границы — повышению содержания кислорода (понижению концентраций фосфатов). Данный процесс можно рассматривать как вентиляцию нижележащих слоев, в частности слоя кислородного дефицита. При этом наблюдается интересная особенность: пониженным концентрациям фосфатов (повышенному содержанию кислорода) соответствуют повышенные концентрации силикатов. На наш взгляд, это связано с тем, что концентрация силикатов в отличие от концентраций фосфатов и кислорода продолжает увеличиваться и ниже слоя скачка. Для кислорода и фосфатов трансформация вод на нижней границе слоя скачка заключается в разбавлении некоторого слоя нижележащих вод, в котором концентрация фосфатов и кислорода примерно постоянна. Однозначным результатом такой трансформации будет повышение содержания кислорода и понижение концентрации фосфатов. В случае силикатов происходит разбавление слоя воды, в котором концентрация силикатов с глубиной возрастает. В этом случае в результате трансформации концентрация силикатов может увеличиться (что, по-видимому, и наблюдается).
Особенность слоя скачка — существование линейных зависимостей между изменчивостью фосфатов, силикатов и кислорода (рис. 9). В целом для исследуемого полигона эти зависимости имеют вид:
[&] = 58,5*[Р043-] - 85,1, т = 344, г2 = 0,983, (Ц)2 = 6,4; [&] = -0,1865*[02] + 103,0, т = 344, г2 = 0,954, (Ь )2 = 17,1.
Рис. 9. Корреляционные поля фосфаты — силикаты — кислород. Прямые линии — регрессии силикатов на фосфаты и силикатов на кислород в постоянном биоклине (в слое скачка)
Fig. 9. Phosphate — silicate and oxygen — silicate relationship in the region studied. Regression lines in the permanent biocline (layer of jump) are shown
Приведенные зависимости отражают тот факт, что в слое скачка идет процесс перемешивания вод поверхностного слоя и слоя кислородного дефицита. По этой причине следует ожидать зависимость параметров приведенных уравнений от интенсивности перемешивания. Повышенные значения коэффициента регрессии силикатов на фосфаты в слое скачка (рис. 10, а) наблюдаются в северной части исследуемого региона вблизи материкового склона, в тех областях, где
есть предполагаемая относительно интенсивная трансформация нижней части слоя скачка. Вследствие перемешивания вблизи нижней границы слоя скачка (на изопикне 26,95с0) увеличивается атомное отношение Si/P (рис. 10, б), что в свою очередь приводит к увеличению коэффициента регрессии силикатов на фосфаты (dSi/dP). Значение dSi/dP, усредненное по 69 станциям исследуемого района, составляет 59,4 ± 5,3 (интервал = 50 ■ 71).
160 165
160 165 170 175
Рис. 10. Распределение коэффициента регрессии силикатов на фосфаты в слое скачка (а) и атомного отношения силикаты—фосфаты на изопикне о0 = 26,95 (б). Выделены области повышенных значений
Fig. 10. Distribution of silicate on phosphate regression coefficient in the jump layer (a) and atomic ratio Si/P at the 26.95o0 surface (б). The areas of increased values are shaded
В предположении, что в исследуемом регионе вертикальное перемешивание является главным процессом, поставляющим биогенные вещества в поверхностный слой, рассматриваемый выше коэффициент регрессии является оценкой отношения, в котором силикаты и фосфаты поступают в поверхностный слой. Если считать при этом, что гидрохимический режим поверхностного слоя является квазистационарным, удаление кремния и фосфора из поверхностного слоя должно происходить в тех же отношениях.
Для вод субарктической структуры, наблюдаемых нами в исследуемом регионе, среднегодовой поток взвешенных кремния и фосфора из поверхностного слоя и противоположно направленный среднегодовой поток силикатов и фосфатов в поверхностный слой следует считать новой продукцией (Dugdale, Goering, 1967; Platt et al., 1992). В предположении, что в зимний период формирования поверхностного слоя первичная продукция (следовательно, и новая продукция) незначительна, в исследуемом регионе новая продукция может быть оценена по убыли биогенных веществ в поверхностном слое с того момента, когда поверхностный слой сформировался.
Изменение содержания биогенных элементов (на примере силикатов) в поверхностном слое рассчитывается следующим образом:
nomepu(Si) = 0,001 * (JSi0(H)dH - JSi(H)dH)
(1)
где потери(Б1) — убыль содержания силикатов в поверхностном слое, моль/м2; Н0 — глубина, на которой определяется начальная концентрация силикатов, м; Б1д(Н) — начальный профиль концентрации силикатов, ммоль/м3; Б1(Н) — наблюдаемый профиль концентрации силикатов, ммоль/м3; 0,001 — множитель для перевода концентрации в моли на кубический метр.
70
175
180
185
180
185
H
H
Принцип расчета убыли силикатов и фосфатов иллюстрируется схемой, представленной на рис. 11 (а). Выполнение расчета требует знания начальных профилей силикатов и фосфатов. Предполагается, что регенерацией силикатов в поверхностном слое, в отличие от фосфатов, можно пренебречь. Как правило, начальные профили биогенных элементов неизвестны, поэтому обычно оценка потерь биогенных элементов выполняется более грубо (рис. 11, б):
Н о
потери(Б1) = 0,001 * Н0 * &0 - 0,001* |Б1(Н)йН, (2)
о
где Н0 — глубина, на которой определяется начальная концентрация силикатов, м; Б10 — начальная концентрация силикатов, ммоль/м3.
PÖ43",mm ol/m3
H, m 1 1.5 2 2.5 3 3.5
Рис. 11. Схема, иллюстрирующая оценку потерь силикатов и фосфатов на примере ст. 180 (а) и упрощенный вариант оценки потерь силикатов на этой же станции (б)
Fig. 11. Scheme of silicate and phosphate uptake assessment on example of station 180 (a) and simplified approach of silicate uptake assessment at this station (б)
В этом случае предполагается, что начальные концентрации биогенных элементов постоянны по всей толщине поверхностного слоя, а в момент времени, на который оценивается убыль биогенных элементов, их начальное содержание может быть оценено по наблюдаемым концентрациям в остаточном зимнем холодном слое, т.е. в нижней части поверхностного слоя (Аржанова и др., 1995). При таких допущениях оценки убыли биогенных элементов в поверхностном слое будут завышены. Кроме того, нижняя часть поверхностного слоя является однородной только в первом приближении, поэтому в определении начального содержания биогенных элементов имеется неопределенность.
В табл. 2 представлены оценки потерь силикатов и фосфатов в поверхностном слое, выполненные при разных способах выбора «начального» горизонта. Из данных, приведенных в табл. 2, следует, что отношение наблюдаемых потерь силикатов к наблюдаемым потерям фосфатов ~ в 2 раза меньше, чем среднее значение dSi/dP в слое скачка. Это означает, что оценки потерь фосфатов по уравнению (2) по отношению к оценкам потерь силикатов сильно завышены.
Данное обстоятельство связано с игнорированием регенерации фосфатов в нижней части поверхностного слоя. По этой причине оценки потерь фосфатов, выполненные по уравнению (2), нельзя считать удовлетворительными. Оценки потерь фосфатов в поверхностном слое, которые, на наш взгляд, являются более реальными, получаются следующим образом:
nomepu(P) = nomepu(Si)/( dSi/dP). (3)
Таблица 2
Оценки потерь силикатов и фосфатов, выполненные по уравнению (2) при разных способах выбора «начального» горизонта H0
Table 2
Estimations of silicate and phosphate losses calculated according to equation (2) under different location of "initial" horizon H
«Начальный» горизонт Н0 nomepu(Si), моль/м2 nomepu(P), моль/м2 üomepu(Si)/ nomepu(P)
100 м 1,8 ± 0,4 0,9 + 3,1 0,06 ± 0,01 0,03 + 0,09 30 ± 3 24 + 40
н(т ) мин 2,0 ± 0,6 1,0 + 3,8 0,06 ± 0,01 0,03 + 0,10 33 ± 4 26 + 42
Нижняя граница поверхностного слоя, определенная визуально по профилю температуры 2.2 ± 0,7 1.3 + 4,2 0,06 ± 0,02 0,04 + 0,10 34 ± 5 27 + 51
Оценка реальных потерь фосфатов в поверхностном слое позволяет определить новую продукцию в единицах потока углерода (как обычно принято), поскольку коэффициент пропорциональности между фосфором и углеродом в органическом веществе определен достаточно уверенно (P : C = 1 : 106). Тогда на период проведения съемки средняя величина новой продукции (поток органического углерода, покидающий поверхностный слой и включающийся в «длительный» биогеохимический цикл) составляет: (2,0/59)*106*12 = 0,4*102 гС/м2.
В табл. 3 даны средние величины гидрохимических характеристик в слое кислородного дефицита (в верхней его части, вблизи нижней границы слоя скачка, G0 = 26,95 и в ядре кислородного минимума, G0 = 27,30). Как и в предыдущем случае (см. табл. 1), данные представлены в сравнении с 1992 и 1993 гг.
Анализ данных, приведенных в табл. 3, показывает следующее: 1) гидрохимические параметры, полученные в настоящей экспедиции, характеризуются значительно меньшим разбросом (стандартные отклонения для силикатов и фосфатов в 5-10 раз меньше, для кислорода ~ в 3 раза меньше); 2) в настоящей экспедиции абсолютные концентрации силикатов и фосфатов выше (кислорода меньше), чем летом в 1992 и 1993 гг.
О причине выявленных расхождений мы можем высказать следующее предположение. По-видимому, за период с начала 1990-х гг. произошло некоторое изменение циркуляции, вызвавшее ослабление вентиляции промежуточных вод, в которых расположен слой кислородного дефицита и максимальных концентраций фосфатов. Можно предположить, что уменьшение концентрации кислорода вызывается главным образом его потреблением на окисление органического вещества. В этом случае убыль 9,6 мкмоль/кг за 13 лет представляется достаточно реальной величиной. Действительно, согласно расчетным формулам, полученным при анализе данных седиментационных ловушек (Martin et al., 1987), при величине новой продукции 40 гС/м2год оценки БПК в слое 650-950 м составляют 1,4 ■ 0,7 мкмольО2/л*год. Подтверждением биохимического расходования кислорода является также то, что отношение убыли кислорода к приросту фосфатов (сравнение 1993 и 2004 гг.) Л[02]/Л[Р043-] = 9,6/0,09 = 107, т.е. хорошо согласуется с классическим редфильдовским соотношением. Прирост концентрации силикатов 8,3 мкмоль/кг представляется также довольно реальной величиной (Lawrence et al., 1999). Возможно, высокая однородность гидрохимических параметров, наблюдаемая нами в 2004 г., также является следствием уменьшения интенсивности вентиляции. К сожалению, в промежуток времени между сравниваемыми экспедициями в исследуемом районе гидрохимические наблюдения не велись, поэтому нельзя утверждать, что наблюдаемые различия не связаны с иными причинами, например, с систематическими ошибками измерений.
Таблица 3
Средние величины гидрохимических параметров на изопикне 26,95ое (среднее значение плотности на нижней границе слоя скачка) и на изопикне 27,30ое (ядро слоя кислородного дефицита). Для сравнения приводятся данные, полученные в июне 1992 и июле 1993 гг.
Table 3
Mean values of hydrochemical parameters at the 26.95ое (mean value of potential density at the lower boundary of the jump layer) and at the 27.30ое surface (the core of layer of minimal oxygen concentration). Data obtained in June, 1992 and in July, 1993 in the specified region are cited for comparing
Параметр 1992 1993 2004, сравнение с 1992-1993 2004, весь массив
ав = 26,95
m = 27 m = 19 m = 33 m = 67
H, м 359 ± 93 375 ± 73 373 ± 59 331 ± 84
197+550 275+537 240 +492 177+547
T, °C 3,55 ± 0,14 3,53 ± 0,24 3,70 ± 0,05 3,71 ± 0,09
3,03 + 3,74 2,65 + 3,66 3,60 + 3,82 3,57 + 3,92
Sal, psu 33,89 ± 0,02 33,89 ± 0,03 33,91 ± 0,01 33,91 ± 0,01
33,83 + 33,91 33,80 + 33,90 33,90 + 33,92 33,89 + 33,94
Si, мкмоль/кг 82,7 ± 13,0 52,0 + 100,1 94,2 ± 20,5 56,9 + 153,1 98,9 ± 1,6 95,8 + 101,9 98,0 ± 2,0 93,0 + 101,9
PO43-, мкмоль/кг 2,54 ± 0,21 2,16 + 2,84 2,97 ± 0,17 2,64 + 3,25 3,06 ± 0,04 2,99 + 3,15 3,08 ± 0,04 2,99 + 3,15
O2, мкмоль/кг 93,0 ± 39,4 41,8 + 275,9 70,8 ± 17,5 54,4 + 124,6 52,5 ± 6,3 35,3 + 64,5 47,8 ± 8,4 31,5 + 64,5
O2, % 28,9 ± 12,2 22,0 ± 5,2 16,4 ± 1,9 14,9 ± 2,6
12,8 + 85,6 16,9 + 37,8 11,1 + 20,1 9,9 + 20,1
Si/P, моль/моль 32,6 ± 4,8 22,0 + 39,1 31,7 ± 6,8 18,9 + 48,8 32.3 ± 0,8 30.4 + 34,1 31,8 ± 0,9 29,8 + 34,1
ав = 27,30
m = 12 m = 18 m = 33 m = 66
H, м 762 ± 99 781 ± 54 797 ± 69 759 ± 83
638+917 675 + 867 650 + 935 609 + 935
T, °C 3,16 ± 0,02 3,11 ± 0,03 3,08 ± 0,02 3,10 ± 0,04
3,13 + 3,19 3,04 + 3,19 3,05 + 3,15 3,05 + 3,19
Sal, psu 34,280 ± 0,003 34,274 ± 0,003 34,270 ± 0,003 34,272 ± 0,005
34,274 + 34,285 34,267 + 34,283 34,267 + 34,277 34,266 + 34,284
Si, мкмоль/кг 115,4 ± 11,4 129,6 ± 17,4 137,9 ± 2,2 136,8 ± 2,5
88,9 + 131,9 85,3 + 160,2 133,0 + 141,6 130,7 + 141,6
PO43-, мкмоль/кг 2,91 ± 0,25 3,12 ± 0,17 3,21 ± 0,02 3,21 ± 0,02
2,39 + 3,16 2,76 + 3,35 3,17 + 3,25 3,16 + 3,25
O2, мкмоль/кг 32,6 ± 24,0 25,1 ± 3,7 15,5 ± 1,2 15,5 ± 1,6
24,0 + 70,1 20,1 + 37,3 13,1 + 18,3 12,6 + 19,4
O2, % 10,0 ± 3,8 7,7 ± 1,1 4,8 ± 0,4 4,8 ± 0,5
7,4 + 21,6 6,2 + 11,5 4,0 + 5,6 3,9 + 6,0
Si/P, моль/моль 40,1 ± 6,4 41,5 ± 5,3 42,9 ± 0,7 42,7 ± 0,7
28,4 + 50,4 28,1 + 52,2 41,4 + 44,2 40,8 + 44,2
Результаты нашей работы позволяют сделать несколько важных выводов.
• Вертикальная гидрохимическая структура в глубоководной части исследуемой акватории типична для данного региона (поверхностный слой, слой скачка биогенных веществ и кислорода, слой кислородного дефицита и максимума фосфатов).
• Толщина поверхностного слоя на глубоководной части исследуемой акватории, определяемая при визуальном анализе вертикального профиля температуры, составляет 160 ± 60 м (с8 = 26,58 ± 0,06, H = 80 м, H = 390 м).
17 8 1 11 мин 1 макс
Наибольшая толщина поверхностного слоя наблюдается в районе материкового склона и в антициклонических круговоротах.
• За нижнюю границу слоя скачка кислорода и биогенных веществ (верхнюю границу слоя кислородного дефицита) принимается горизонт, на котором степень насыщения воды кислородом составляет 15 % (g8 = 26,95 ± 0,04). Топография нижней границы слоя скачка в исследуемом регионе хорошо согласуется с топографией нижней границы поверхностного слоя и с распределением толщины слоя скачка, т.е. при заглублении нижней границы поверхностного слоя, как правило, происходит также заглубление нижней границы слоя скачка и одновременное увеличение его толщины.
• Особенность слоя скачка — существование линейных зависимостей между изменчивостью фосфатов, силикатов и кислорода. Значение dSi/dP, усредненное по 69 станциям исследуемого района, составляет 59,4 ± 5,3 моль/моль (интервал = 50 ■ 71). Данная величина является оценкой атомного отношения Si/P в новой продукции в исследуемом регионе. По убыли силикатов, происходящей в поверхностном слое вследствие биоассимиляции, с использованием указанного атомного отношения Si/P оценена новая продукция, составляющая на время выполнения наблюдений (сентябрь) 0,4*102 гС/м2.
• По сравнению с 1992 и 1993 гг. гидрохимические параметры в слое кислородного дефицита, полученные в настоящей экспедиции, характеризуются значительно меньшим разбросом (стандартные отклонения для силикатов и фосфатов в 5-10 раз меньше, для кислорода ~ в 3 раза меньше). В ядре слоя кислородного дефицита (g8 = 27,30, H = 600 ■ 950 м) в 2004 г. абсолютные концентрации силикатов и фосфатов выше (кислорода меньше), чем в 1992 и 1993 гг. Возможно, что наблюдаемые различия обусловлены изменением циркуляции в исследуемом регионе и ослаблением вентиляции промежуточных вод.
Литература
Аржанова Н.В., Зубаревич В.Л., Сапожников В.В. Сезонные изменения запасов биогенных элементов в эвфотическом слое и оценка первичной продукции в Беринговом море // Комплексные исследования экосистемы Берингова моря. — М.: ВНИРО, 1995. — С. 162-179.
Всесторонний анализ экосистемы Берингова моря / Под ред. Ю.А. Израэля, А.В. Цыбань. — Л.: Гидрометеоиздат, 1987. — 263 с.
Гидрометеорология и гидрохимия морей. Т. 10: Берингово море, вып. 1. — СПб.: Гидрометеоиздат, 1999. — 300 с.
Гидрометеорология и гидрохимия морей. Т. 10: Берингово море, вып. 2. — СПб.: Гидрометеоиздат, 2001. — 236 с.
Иваненков В.Н. Гидрохимия Берингова моря. — М.: Наука, 1964. — 138 с.
Исследования экосистемы Берингова моря / Под ред. Ю.А. Израэля, А.В. Цыбань. — Л.: Гидрометеоиздат, 1990. — Вып. 2. — 344 с.
Комплексные исследования экосистемы Берингова моря. — М.: ВНИРО, 1995. — 412 с.
Мокиевская В.В. Некоторые данные по химии биогенных элементов Берингова моря // Тр. ИОАН СССР. — 1958а. — Т. 26. — С. 176-191.
Мокиевская В.В. О распределении форм фосфора в Дальневосточных морях // Тр. ИОАН СССР. — 1958б. — Т. 26. — С. 16-25.
Современные методы гидрохимических исследований океана. — М.: ИО АН СССР, 1992. — 200 с.
Сорокин Ю.И., Мамаева Т.И., Сорокин П.Ю. К характеристике бактериоплан-ктона в Беринговом море и в прилегающей северной части Тихого океана // Комплексные исследования экосистемы Берингова моря. — М.: ВНИРО, 1995. — С. 280-286.
Dugdale R.G., Goering J.J. Uptake of new and regenerated forms of nitrogen in primary productivity // Limnology and Oceanography. — 1967. — № 12. — P. 196-206.
Hughes F.W., Coachman L.K. and Aagaard K. Circulation, transport and water exchange in the western Bering Sea // Oceanography of the Bering Sea / Ed. D.W. Hood and E.J. Kelley. — Fairbanks, Alaska: Institute of Marine Science University, 1974. — P. 59-98.
Lawrence L.K., Whitledge T.E., Goering J.J. Silica in Bering Sea Deep and Bottom Water // Dynamics of the Bering Sea. — Fairbanks, Alaska, 1999. — P. 285-309.
Martin J.H., Knauer G.A., Karl D.M., Broenkow W.W. VERTEX: carbon cycling in the northeast Pacific // Deep-Sea Res. — 1987. — Vol. 34, № 2. — P. 267-285.
Platt T., Jauhari P. and Sathyendranath S. The importance and measurement of new production // Primary Productivity and Biogeochemical Cycles in the Sea / Ed. P.G. Falkowski and A.D. Woodhead. — N.Y.: Plenum Press, 1992. — P. 273-284.
Takenouti Y.A., Ohtani K. Currents and water masses in the Bering Sea: A review of Japanese work // Oceanography of the Bering Sea / Ed. D.W. Hood and E.J. Kelley. — Fairbanks, Alaska: Institute of Marine Science University of Alaska, 1974. — P. 39-57.
Поступила в редакцию 18.09.06 г.
