Межгодовые изменения химических параметров морской воды в тихоокеанской субарктикеАвтореферат докторской диссертации по географии
РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева На правах рукописи АНДРЕЕВ Андрей Григорьевич МЕЖГОДОВЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ХИМИЧЕСКИХ ПАРАМЕТРОВ МОРСКОЙ ВОДЫ В ТИХООКЕАНСКОЙ СУБАРКТИКЕ Специальность: 25.00.28 - океанология Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук Владивосток, 2010 2 Работа выполнена в Тихоокеанском океанологическом институте им. В.И. Ильичева Дальневосточного отделения Российской Академии Наук Официальные оппоненты: доктор географических наук Павлов Николай Иванович, Дальневосточный государственный технический университет, г. Владивосток доктор географических наука Шулькин Владимир Маркович, учреждение Российской академии наук Тихоокеанский институт географии, г. Владивосток доктор географических наук учин Владимир Александрович, учреждение Российской академии наук Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева, г. Владивосток Ведущая организация: Учреждение Российской академии наук Институт океанологии им. П.П. Ширшова , г. Москва Защита состоится 03 декабря 2010 г. в 1400 часов на заседании диссертационного совета Д 005.017.02 в Тихоокеанском океанологическом институте им. В. И. Ильичева ДВО РАН по адресу: 690041, Владивосток, ул. Балтийская, 43, ТОИ ДВО РАН. С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Тихоокеанского океанологического института им. В.И. Ильичева. Автореферат разослан л___ __________ а2010а г. Ученый секретарь диссертационного совета Д 005.017.02, к.г.н. Ф.Ф. Храпченков 3 ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ
Актуальность исследования. Исследование масштабов и причин природной изменчивости гидрохимических параметров в океане позволяет оценивать устойчивость гидрохимической структуры по отношению к различным внешним воздействиям и прогнозировать изменчивость химических условий как абиотического фактора среды. Накопленный к 1980-1990 гг. материал в значительной степени отражал усредненно-статичную картину распределения гидрохимических параметров в океане. К настоящему времени существенно увеличен массив данных по химическим параметрам морской воды. База океанографических данных (WOD05, 2005 г.) включает в себя 638888 измерений растворенного кислорода, 400399 - фосфатов, 287256 - растворенного кремния, 233125 - нитратов, 152911 - рН, 30419 - общей щелочности и 9093 - общего неорганического углерода. На основе имеющейся информации появилась возможность детального изучения межгодовых изменений в распределении химических параметров в водах Мирового океана. Сезонная изменчивость распределения химических характеристик изучалась более целенаправленно, чем межгодовая и по ней накоплено большое количество материала. Основная мотивация этих исследований - изучение влияния климатических изменений на химические параметры морской воды. С середины 19-го столетия и по настоящее время наблюдается рост содержания углекислого газа в атмосфере, обусловленный активной человеческой деятельностью (сжигание ископаемого топлива, вырубка лесов, производство цемента). За данный период парциальное давление углекислого газа в воздухе (рСО2атм) увеличилось от 268 13 атм до 388 атм (северная часть Тихого океана, 2009 г.). Увеличение СО2атм за последние 150 лет обозначается как антропогенный СО2, хотя существуют предположения, что значительное повышение содержания СО2атм может быть связано с дополнительной деструкцией органического вещества в высоких широтах при разрушении покровных ледников вследствие потепления климата. Углекислый газ поглощает инфракрасную часть солнечной радиации в диапазоне длин волн 13-17 мкм. На основании прогнозов, сделанных Арреуниусом (1896), увеличение СО2 (и других парниковых газов) должно сопровождаться возрастанием температуры в воздухе и изменением климата (Kellogg, 1983; Manabe, Stouffer, 1993, 2000; Sarmiento et al., 1998; Мохов и др., 2005). Для вод 4 тихоокеанской субарктики, Берингова и Охотского морей прогнозируется понижение солености и увеличение стратификации вод за счет увеличения количества осадков, уменьшения ледяного покрова и снижения поступления вод с повышенной соленостью из низких широт (Manabe, Stouffer, 1993, 2000; Sarmiento et al., 1998). При сохранении (или увеличении) экспорта взвешенного органического вещества из поверхностного в глубинные слои морской воды, увеличение стратификации и, следовательно, замедление вентиляции подповерхностных вод должно приводить к увеличению концентраций неорганического углерода и биогенных элементов и понижению содержания растворенного кислорода в промежуточном слое вод. По мнению ряда исследователей (Robinson et al., 1998; 2007; Сорохтин, 2001), рост содержания СО2 в атмосфере не должен оказывать существенного влияния на климат Земли. Рост рСО2атм увеличивает концентрацию общего неорганического углерода (антропогенный или избыточный СО2) (Brewer, 1978; Chen, Millero, 1979) и понижает рН (-log[H+]) (антропогенное или избыточное изменение рН) (Andreev et al., 2001) морской воды. Изменения в рН влияют на биогеохимические процессы в океане, форму нахождения и миграцию микроэлементов (Huesemann, Skillman, 2002; Knutzen, 1981; Riebesell et al., 2000) и степень насыщения морской воды карбонатом кальция (Feely, Chen, 1982; Feely et al., 2004). Избыточное растворение карбонатов, вызванное снижением степени насыщения морской воды карбонатом кальция,- один из основных механизмов, способных нейтрализовать понижение рН при увеличении концентрации СО2 в атмосфере. Цель и задачи исследования. Основная цель настоящей работы - оценка межгодовых изменений химических параметров в водах тихоокеанской субарктики, Берингова, Охотского и Японского морей и установление их связи с гидрологическим режимом и увеличением содержания СО2 в атмосфере. Для достижения поставленной цели были сформулированы следующие задачи: провести анализ межгодовых вариаций химических параметров (растворенного кислорода, биогенных элементов, общей щелочности, общего неорганического углерода) и температуры/солености в промежуточных слоях вод тихоокеанской субарктики, Беринговом, Охотском и Японском морях; 5 исследовать пространственно-временную изменчивость общего неорганического углерода, общей щелочности и концентрации кальция в водах Берингова моря; установить межгодовые изменения карбонатных параметров (неорганического углерода, общей щелочности и рН) в поверхностных и промежуточных водах северной части Тихого океана, обусловленные ростом содержания СО2 в атмосфере; рассмотреть особенности распределения антропогенного (или избыточного) СО2 в Охотском море и оценить его влияние на степень насыщения морской воды карбонатом кальция. Научная новизна результатов. Впервые показано наличие значительной межгодовой изменчивости содержания растворенного кислорода и температуры/солености в промежуточных слоях вод тихоокеанской субарктики и Охотского моря. Установлено, что основной вклад в межгодовые изменения химических параметров и температуры/солености в промежуточном слое вод западной субарктики и Охотского моря вносит перенос вод между восточной и западной частями тихоокеанской субарктики. Определена связь между межгодовыми вариациями солености поверхностных вод в тихоокеанской субарктике, Беринговом и Охотском морях и интенсивностью алеутской депрессии. Показано, что процессы на шельфе Берингова моря оказывают влияние на карбонатные параметры поверхностного слоя вод западной части тихоокеанской субарктики. Предложен подход к оценке изменений рН морской воды, вызванных ростом содержания СО2 в атмосфере (антропогенное изменение рН). Установлена связь между межгодовой изменчивостью содержания кислорода в промежуточном и глубинном слоях Японского моря и переносом вод из Восточно-Китайского моря через Корейский (Цусимский) пролив. Показано, что увеличение антропогенной нагрузки на воды р. Янцзы (ВосточноЦКитайское море) и возрастание притока вод из Восточно-Китайского моря приводят к обогащению вод Японского моря неорганическим азотом по отношению к неорганическому фосфору. 6 Определена зависимость между межгодовыми вариациями концентраций растворенного кислорода в подповерхностном слое вод Восточно-Китайского моря и расходом вод течением Куросио. Фактический материал и личный вклад автора. Основные положения работы и выводы базируются на результатах многолетних исследований автора, проведенных в ТОИ ДВО РАН им. В.И. Ильичева, Центре морских наук и технологий Японии (Япония) в 1998-2002 гг., университете им. Сунь-Ят-Сена (Тайвань) в 2006 г. и университете Нагоя (Япония) в 2006-2007 гг. Автор принимал непосредственное участие в 19 морских экспедициях на НИС Академик А. Несмеянов, Академик А. Виноградов, Академик М. Лаврентьев, Прилив, Павел Гордиенко, Дмитрий Песков, John P. Tully и Mirai, где проводил определения химических параметров морской воды. В работе использованы материалы Центров океанографических данных Кореи, России, США, Японии и Института океанических наук Канады; Центра по диагностике климата США и Центра наблюдений за уровнем моря Великобритании. Автор обобщил обширный фактический материал, нашел и сформулировал доказательства основных положений, изложенных в данной работе. Исследования проводились в рамках ряда государственных программ - в основном, ФЦП Мировой океан и международных проектов INPOC (исследование изменений климата в северной части Тихого океана), WOCE (эксперимент по изучению циркуляции Мирового океана) и JGOFS (изучение потоков вещества в океане). Практическая значимость. Представленные в работе количественные оценки изменчивости карбонатных параметров вод северной части Тихого океана, вызываемых ростом СО2 в атмосфере, методы их анализа и расчета могут быть использованы для прогноза экологического состояния морской воды. Данные по современному состоянию и временной изменчивости концентраций углерода, растворенного кислорода и биогенных элементов необходимы при оценке изменений вод Мирового океана, вызываемых природными и антропогенными факторами. Выводы и представленный фактический материал могут быть рекомендованы в учебном процессе в ВУЗах при подготовке специалистов по химии морской воды. 7 Апробация работы. Основные научные результаты и отдельные положения диссертационной работы докладывались на международных конференций и совещаниях: PICES meetings (Хакодате (Япония), 2000 г.; Виктория (Канада), 2001; Циндао (Китай), 2002 г.; Гонолулу (США), 2004 г.; Владивосток, 2005 г.; Йокогама (Япония), 2006 г.; Далянь (Китай), 2008 г.), JGOFS conferences (Нагоя (Япония), 2000 г.; Берген (Норвегия), 2001 г.), Ocean Sciences Meeting (Гонолулу (США), 2002 г.), North Pacific CO2 Data Synthesis (Тцукуба (Япония), 2000 г.; Сиэтл (США), 2004; Токио (Япония), 2005 г.), Japan Oceanography Ocean Science Meetings (Токио, Хакодате (Япония); 1999-2002 гг., 2007 г.), International Symposium УLow Carbon Society and Global ChangeФ (Саппоро (Япония), 2009 г.). Защищаемые положения. 1. Межгодовые вариации химических параметров в промежуточных водах западной части тихоокеанской субарктики и Охотском море определяются переносом вод между восточной и западной частями тихоокеанской субарктики, приливным перемешиванием в Алеутских и Курильских проливах и изменениями в химических параметрах вод восточной части тихоокеанской субарктики.
Достоверность полученных научных результатов исследования и публикации. Новые данные и результаты получены автором на основе обобщения большого фактического материала (более 17 тыс. океанографических станций с измерениями гидрохимических параметров). Выявленные межгодовые изменения химических параметров морской воды оцениваются методами математической статистики. Найденные тенденции в изменчивости карбонатных параметров морской 8 воды, вызванные ростом атмосферного СО2, подтверждаются термодинамическими расчетами. Результаты определения расходов вод в тихоокеанской субарктике и Охотском море согласуются с измерениями уровня моря на прибрежных станциях полуострова Камчатка, Курильских островов и острова Сахалин. Основные результаты работы опубликованы в ведущих зарубежных и отечественных рецензируемых журналах. По теме диссертации опубликовано 25 научных работ, в том числе 16 работ опубликовано в журналах, рекомендуемых ВАК для докторских диссертаций, 2- являются главами коллективных монографий. Структура и объем диссертации. Диссертация объемом 195 с. состоит из введения, шести глав, заключения и списка литературы. Она включает 57 рисунка, таблицу и список использованной литературы из 228 наименований. Приложение из 3-х страниц содержит 3 таблицы. Основное содержание работы Во Введении показана актуальность проблемы, представлены цели и задачи исследований, сформулированы основные защищаемые положения, показана новизна исследований и их практическая значимость. В первой главе Акватория исследования и изученность химического режима вод рассмотрены физико-географические особенности и система течений в тихоокеанской субарктике, Беринговом, Восточно-Китайском, Охотском и Японском морях. Рассмотрены процессы, определяющие химическую структуру вод. Дан краткий обзор по изученности пространственно-временной изменчивости растворенного кислорода, биогенных элементов и карбонатных параметров морской воды в северной части Тихого океана, Беринговом, Охотском и Японском морях. Во второй главеаа Материалы наблюдений и методы обработки представлены гидрохимические материалы и аналитические методы по их определению. Дана характеристика данных океанографических и метеорологических наблюдений. В работе использованы материалы Центров океанографических данных Кореи, России, США, Японии и Института океанических наук Канады (более 17 тыс. океанографических станций с измерениями гидрохимических параметров); Центра по диагностике климата США и Центра наблюдений за уровнем моря Великобритании. 9 В исследованиях пространственно - временной изменчивости карбонатных параметров в морской воде были использованы материалы по температуре, солености, растворенному кислороду, биогенным элементам, общей щелочности (ТА), общему неорганическому углероду (DIC), парциальному давлению СО2 в атмосфере (рСО2атм), парциальному давлению СО2 морской воды (рСО2мв) и рН {-log[H+]}, полученные в экспедициях в северную часть Тихого океана, Берингово и Охотское моря в период с 1950 по 2007 гг. по программам WOCE (международный эксперимент по изучению циркуляции Мирового океана) и CLIVAR (изменение климата) (Центр данных по изучению двуокиси углерода; ). В северо-западной части Тихого океана карбонатные параметры морской воды за период с 1998 по 2007 гг. были получены в экспедициях НИС Мирай (Центр морских наук и технологий Японии). При построении карт распределения температуры/солености и растворенного кислорода в северной части Тихого океана данные отсортировывались в сферические трапеции (1 по широте и 2 по долготе), и в каждой из трапеций рассчитывалось среднее. Для расчета меридионального переноса вод (Му) в тихоокеанской субарктике и Охотском море по уравнению баланса Свердрупа (Му = (дту/дх - dxjdy)- (З"1- р"1, где (3 - широтное изменение параметра Кориолиса, р- плотность океанской воды и (дху/дх - дхх/ду)- вихрь напряжения ветра) были использованы среднемесячные данные по напряжению ветра на поверхность океана (данные Центра диагностики климата США). Величины Му, проинтегрированные от 150W до 160Е и осредненные в области 38-52N с ноября по март, представляют перенос вод течениями на западной периферии субарктического циклонического круговорота (Восточно-Камчатское течение и течение Ойясио) (МВКТ) в зимний период. Величины Му, проинтегрированные от 154Е до 145Е и осредненные в области 47-56N с ноября по март, представляют перенос вод течениями на западной периферии Охотского циклонического круговорота (Восточно - Сахалинское течение) (МВСТ) в зимний период. Расход вод через Корейский (Цусимский) пролив (Японское море) оценивался по среднемесячной разности уровней между ст. Модзи (Корейский пр-в) и ст. Хакодате (Сангарский пр-в) и между ст. Модзи (Корейский пр-в) и ст. Ульсан (Корейский пр- 10 в). Для расчета абсолютных значений расходов вод через Корейский пролив в работе использованы результаты измерений расходов вод (среднемесячные данные) за период с февраля 1998 г. по август 2002 г. Перенос вод течением Куросио (QКуросио, Св) в Восточно-Китайском море рассчитывался по разности уровней между ст. Назе (SLНазе, см) и ст. Абурацу (SLАбурацу, см) (проливы Токара и Осуни) по уравнению, предложенному в работе (Kawabe, 2001): QКуросио = 0.355 SLНазе - 0.213 SLАбурацу -30.5. В третьей главе Карбонатная система морской воды рассмотрена карбонатная система морской воды, показано поведение карбонатных параметров при увеличении содержания СО2 в атмосфере, представлены методики расчета антропогенного СО2 и антропогенного изменения рН в морской воде. Раздел 3.1. Карбонатная система морской воды включает в себя растворенный СО2 (СО2мв), свободную углекислоту (pCO3) и продукты ее диссоциации: гидрокарбонат (НCO3-) и карбонат ионы (CO32-). Равновесные связи между компонентами карбонатной системы выражаются коэффициентом растворимости (К0), определяющим растворимость СО2 при разных температурах и соленостях, и константами диссоциации угольной кислоты (К1 и К2), зависящими от температуры, солености и давления морской воды. Не все компоненты карбонатной системы могут быть измерены в морской воде непосредственно. Прямому определению поддаются рН (-log [H+]) и рСО2мв, тогда как два других измеряемых карбонатных параметра - общий неорганический углерод (DIC) и общая щелочность (ТА) определяются либо суммой карбонатных частиц (DIC = [pCO3] + [СО2мв] + [НCO3-] + [CO32-]), либо комбинацией карбонатных частиц и концентрацией других слабых кислот и оснований морской воды. Для нахождения всех компонентов карбонатной системы в морской воде необходимо иметь равновесные константы (К0, К1 и К2) и два из четырех измеряемых карбонатных параметра: рСО2 в равновесии с морской водой, рН, ТА и DIC. Раздел 3.2. Условие газового равновесия на границе морская вода- атмосфера, определяется равенством парциального давления СО2 в атмосфере (рСО2атм) и рСО2 морской воды (pCO2мв). При неизменных величинах температуры, солености и общей щелочности, возрастание рСО2атм увеличивает концентрацию DIC и понижает рН морской воды. Возрастание pCO2атмаа иаа pCO2мв на 40 атм сопровождается 11 увеличением концентрации DIC в морской воде на ~ 28 цмоль кг"1 и -16 [Хмоль кг"1 соответственно в тихоокеанских субтропиках (t= 24-28С) и субарктике (t= 2-6С). При увеличении рС02атм и рС02мв на 40 цатм рН морской воды снижается на ~ 0.04 ед. рН . Повышение температуры морской воды и увеличение экспорта карбонатов из поверхностного в глубинные слои, приводящие к увеличению рСОгмв, могут компенсировать увеличение рСО2атм, не вызывая при этом изменения рН и DIC в морской воде. Рост рСО2атм и понижение рН уменьшает степень насыщения морской воды карбонатом кальция (арагонитом и кальцитом), что может вызвать лизбыточное растворение карбонатов и, следовательно, увеличение ТА и DIC. Для учета вклада антропогенного СО2 (С02ант) в содержание общего неорганического углерода в морской воде необходимо ввести поправки на изменения DIC за счет синтеза/разложения органического вещества и образования/растворения карбонатов. В разделе 3.3 представлены уравнения для расчета содержания С02ант и антропогенных изменений рН морской воды в северной части Тихого океана по методу обратного расчета и много-параметрическому линейному регрессионному методу. В четвертой главе Межгодовые изменения химических параметров промежуточных вод показаны межгодовые изменения в распределении химических параметров в промежуточных водах восточной и западной частей тихоокеанской субарктики, Берингова, Охотского и Японского морей. Исследована связь между интенсивностью Алеутской депрессии и вариациями растворенного кислорода в тихоокеанской субарктике. Рассмотрены межгодовые вариации в переносе вод Восточно-Камчатским и Восточно-Сахалинским течениями и их влияние на химические параметры вод Охотского моря и западной части тихоокеанской субарктики. Рассмотрены процессы, определяющие пространственно-временную изменчивость общей щелочности в тихоокеанской субарктике. Показано влияние межгодовой изменчивость расхода вод через Корейский (Цусимский) пролив на содержание растворенного кислорода в водах Японского моря. 12 В разделе 4.1 представлены межгодовые изменения концентраций растворенного кислорода и температуры на изопикнах в промежуточных слоях вод восточной и западной частей тихоокеанской субарктики и Охотского моря. Распределения солености/температуры и растворенного кислорода на изопикне сте = 26.8, представляющей верхний промежуточный слой вод (сте = 26.7-26.9), указывает на особенности формирования и трансформации промежуточных вод в северной части Тихого океана. Высокие концентрации кислорода и низкую соленость/температуру) можно наблюдать в западной части Берингова моря, Охотском море и зоне смешения вод течений Куросио и Ойясио (~ 35-42N, 155-160Е). В северо-восточной части Тихого океана Калифорнийское противотечение привносит теплые низкокислородные воды из субтропической области в умеренные широты, а затем с Аляскинским и продолжением Аляскинского течениями эти воды поступают в западную часть тихоокеанской субарктики и Берингово море. Анализ исторических данных показал, что в период с 1950 по 2005 гг. наблюдалась значительная межгодовая изменчивость концентраций растворенного кислорода и температуры/солености на изопикнах в промежуточном слое вод Аляскинского круговорота, западной части тихоокеанской субарктики и Охотского моря (район Курильской котловины). Межгодовые вариации концентраций растворенного кислорода на изопикнических поверхностях 26.8<те (глубины- 150-350 м) и 27.0суе (глубины- 350-600 м) достигали 60 цмоль кг-1 (30-60 % от концентрации растворенного кислорода). Установлено, что содержание растворенного кислорода в промежуточном слое вод Аляскинского циклонического круговорота вод (АКр) определяется смешением вод Субарктического течения (низкие температура и высокий кислород) и восточно-субтропическими водами (высокие температуры и низкий кислород), привносимыми в восточную часть тихоокеанской субарктики Калифорнийским противотечением. Интенсивность алеутской депрессии в зимний период - один из основных параметров, который определяет динамику атмосферы и океана в тихоокеанской субарктике. Северо-Тихоокеанский индекс (NPI- давление приземного слоя атмосферы в северной части Тихого океана (30-65N, 160Е -140W)) указывает на активность алеутской депрессии в зимний период (ноябрь-март). Изменение атмосферного давления приземного слоя атмосферы в зоне влияния алеутской депрессии приводит к 13 значительным изменениям вихря напряжения ветра и циркуляции вод в северной части Тихого океана. Наблюдается зависимость между NPI и вариациями растворенного кислорода в промежуточном слое вод АКр. Усиление активности алеутской депрессии в зимний период (низкие величины NPI), сопровождаемое повышением меридиональной составляющей скорости ветра на ее восточной границе, усиливает приток восточных субтропических вод в район АКр, что приводит к понижению содержания растворенного кислорода в его промежуточном слое. Коэффициент корреляции между NPI и концентрацией растворенного кислорода со сдвигом во времени 3 года равен 0.49 (1955-2005 гг.). Сдвиг во времени не постоянен, он изменяется от 2 до 5 лет и, по-видимому, определяется интенсивностью обмена вод между АКр и его пограничными течениями (Субарктическим и Аляскинским). Показано, что в западной части тихоокеанской субарктики и в Беринговом море
14 наблюдались существенные межгодовые изменения в распределении растворенного кислорода и солености/температуры на изопикне сте = 26.8 (рис. 1). Смещение алеутской депрессии в западную часть тихоокеанской субарктики в 1949-1952 гг. вызвало усиление западного субарктического круговорота и адвекцию вод с повышенной соленостью через Алеутские проливы в Берингово море. Повышение солености поверхностных вод в Беринговом море и увеличение приливного перемешивания в Алеутских проливах в 1949-1951 гг. способствовало разрушению галоклина, разделяющего поверхностный и промежуточные слои, что привело к значительному увеличению концентрации растворенного кислорода (и понижению солености) в промежуточном слое Восточно-Камчатского течения. В начале 1950-х г. Восточно-Камчатское течение было источником вод с низкими соленостями и высоким содержанием растворенного кислорода для промежуточного слоя Охотского моря и зоны смешения течений Куросио и Ойясио. В 1960-2000 гг. основным источником вод с низкими температурами и высоким кислородам для промежуточного слоя северо-западной части Тихого океана были воды Охотского моря. С 1950 по 2000 г. содержание растворенного кислорода на изопикне 26.8?? в водах Восточно- Камчатского течения понизилось с ~ 300 до ~ 90 цмоль кг-1. В период между 1948 и 2004 гг. в зоне Курильской котловины Охотского моря наблюдалось снижение концентрации растворенного кислорода (-1.2 0.4 цмоль кг-1 год-1) на изопикнах <те= 26.8 и <те= 27.0 и повышение температуры вод (0.014 0.004 C год -1) на изопикне <те= 27.0. Понижение содержания растворенного кислорода сопровождалось увеличением глубины залегания изопикнических поверхностей (2.4 0.9 м год-1, суе= 26.8 и 1.3 1.0 м год-1, сте= 27.0). Формирование химических параметров промежуточных вод Курильской котловины определяется смешением плотных шельфовых вод Охотского моря, вод течения Сойя и тихоокеанских вод, поступающих через Курильские проливы. Плотные шельфовые воды Охотского моря, формирующиеся на северном материковом шельфе и на восточном шельфе о-ва Сахалин в результате охлаждения и осолонения при льдообразовании - один из источников вод с высоким содержанием растворенного кислорода и низкими концентрациями биогенных элементов для промежуточного слоя Курильской котловины. Показано, что межгодовые изменения содержания растворенного кислорода и неорганического углерода в зоне Курильской котловины Охотского моря 15 определяются изменениями в притоке вод Аляскинского круговорота с низким содержанием растворенного кислорода и повышенной температурой в западную часть тихоокеанской субарктики и Охотское море и вариациями в продукции плотных шельфовых вод с высокой концентрацией растворенного кислорода и пониженной температурой вод в северной и западной частях Охотского моря. Благодаря различиям в физических и химических параметрах морской воды между восточной субарктикой, с одной стороны, и западной субарктикой и Охотским морем с другой, межгодовые вариации в поступлении вод Аляскинского круговорота в западную часть тихоокеанской субарктики должны приводить к изменениям температуры/солености, концентрации растворенного кислорода, неорганического углерода и биогенных элементов в зоне течения Ойясио и в Охотском море. Увеличение переноса вод Аляскинского круговорота в западную часть тихоокеанской субарктики должно приводить к понижению концентрации растворенного кислорода и возрастанию температуры промежуточных вод в зоне Восточно-Камчатского течения и течения Ойясио. Отрицательный коэффициент корреляции (г = -0.59, 1950-1998 гг.) между межгодовыми изменениями температуры и концентрации растворенного кислорода в промежуточных водах Ойясио подтверждает наше предположение о влиянии вод Аляскинского круговорота на параметры морской воды в западной субарктике. На основе балансовых расчетов установлено, что основной источник биогенных элементов для Охотского моря, - это промежуточные воды западной части тихоокеанской субарктики. Ежегодно из Тихого океана в Охотское море поступает -0.04-1012 моль фосфатов, 1-Ю12 моль нитратов и 4-1012 моль растворенного неорганического углерода. Приблизительно 0.4-1012 моль нитратов потребляется в процессе денитрификации, что приводит к значительному понижению концентрации нитратов на северном шельфе Охотского моря. В разделе 4.2 рассмотрены межгодовые изменения в переносе вод Восточно- Камчатским течением, течением Ойясио (западные пограничные течения тихоокеанской субарктики) и Восточно-Сахалинским течением (западное пограничное течение Охотского море). Показано их влияние на температуру/соленость и содержание растворенного кислорода в западной части тихоокеанской субарктики и Курильской котловине Охотского моря. 16 Вариации в положении и интенсивности алеутской депрессии в зимний период приводят к изменениям вихря напряжения ветра на поверхность морской воды и переноса вод течениями в тихоокеанской субарктике и Охотском море. Усиление/ослабление циркуляции вод должно приводить к увеличению/снижению уровня моря на периферии субарктического циклонического круговорота. Для зимнего периода наблюдаются статистически значимые (?=0.05) зависимости между рассчитанными межгодовыми вариациями в переносе вод Восточно- Камчатским течением/течением Ойясио (ВКТ) и изменчивостью уровня моря на береговых станциях, расположенных в районе Петропавловска- Камчатского (1965- 2002 гг., г (коэффициент корреляции)= 0.68) и Северо- Курильска (1968- 1995 гг., г = 0.60). Межгодовые изменения в расходе вод Восточно-Сахалинского течения (ВСТ) в зимний период согласуются с вариациями уровня моря на прибрежной станции Взморье (о. Сахалин) (1952- 1988 г., г = 0.72). Усиление/ослабление субарктического циклонического круговорота (СбЦКр) увеличивает/уменьшает приток промежуточных вод Аляскинского круговорота, характеризующихся повышенной температурой и низкими концентрациями растворенного кислорода, в западную часть тихоокеанской субарктики и Охотское море. Возрастание скоростей течений приводит к сокращению времени нахождения вод АКр на северной и западной периферии СбЦКр и, следовательно, к снижению их трансформации за счет перемешивания и зимней конвекции в зоне Алеутских и Курильских проливов и вблизи Камчатки. Усиление СбЦКр должно приводить к увеличению температуры и понижению содержания растворенного кислорода в промежуточном слое вод зоны течения Ойясио и в Курильской котловине Охотского моря. Наблюдается статистически значимая связь между расходом вод ВКТ, рассчитанным по уравнению баланса Свердрупа и сглаженным 3-х летним скользящим средним, и межгодовой изменчивостью концентрации растворенного кислорода в промежуточном слое течения Ойясио (1950-1998 гг., г= -0.74 (26.8(7о) - -0.65 (27.0(7о)) и Охотском море (1950-1995 гг., г= -0.54 (26.8сто) - -0.66(27.0сто)). Увеличение/уменьшение расхода вод ВКТ повышает/понижает температуру вод на изопикне 27.0СУо (1950-1995 гг., г= 0.65) и увеличивает/уменьшает глубину залегания изопикнической поверхности 26.8сто (1950-1995 гг., г= 0.74) в зоне Курильской котловины Охотского моря. 17 Заглубление изопикнических поверхностей 26.8СУо и 27.0С7о в зоне течения Ойясио и в Курильской котловине Охотского моря при усилении СбЦКр, по-видимому, есть результат увеличения притока в западную субарктику и в Охотское море поверхностных вод АКр с относительной плотностью (cjt), равной -25.5-26.0. Усиление циклонической циркуляции и увеличение расхода вод ВСТ, вызванное вихрем напряжения ветра в Охотском море, должны приводить к возрастанию концентрацииа растворенногоа кислородаа иа понижениюа температуры в промежуточном слое вод зоны Курильской котловины Охотского моря за счет притока из северной части Охотского моря плотных шельфовых вод с низкими температурами (< 0С) и высокой концентрацией кислорода (~ 240 цмоль кг"1). Межгодовая изменчивость концентрации растворенного кислорода (О2) (рис. 2а), потенциальной температуры (?) и глубины залегания изопикн (Н) в промежуточном слое Курильской котловины Охотскогоа моря (1950-1995а гг.) хорошо аппроксимируется разностью в расходах вод ВКТ/Ойясио (МВКТ) и ВСТ (МВСТ), сглаженным 3-летним скользящим средним: О2 (цмоль кг"1, суо=26.8) = 4.2- МВСТ - 1.8-МВКТ +230; О2 (цмоль кг Сте)=27.0) = 4.2- МВСТ - 1.8- МВКТ +162; ? (С, сУе,=27.0) = 0.012- МВКТ - 0.034- МВСТ +1.46; Н (м, суо=26.8) = 3.5- МВКТ - 3.7- МВСТ + 230. Коэффициенты корреляции между рассчитанными из расходов вод ВКТ и ВСТ и наблюдаемыми концентрацией растворенного кислорода, температурой и глубинной залегания изопикнических поверхностей в промежуточном слое вод Курильской котловины для временного интервала с 1950 по 1995 гг. равны, соответственно, 0.64 (О2, суй=26.8), 0.68(О2, сто=27.0), 0.75 (?, суо=26.8) и 0.74 (Н, суо=26.8). Зависимости между изменениями концентрации растворенного кислорода в промежуточном слое вод зоны течения Ойясио (1950-1995 гг.) и расходами вод ВКТ/Ойясио и ВСТ, сглаженными 3-летним скользящим средним, определяются следующими уравнениями: О2 (цмоль кг"1, суй=26.8) = МВСТ - 1.5- МВКТ + 225; О2 (цмоль кг"1, С7е>=27.0) = МВСТ - 1.5- МВКТ + 119. Коэффициенты корреляции между рассчитанными из расходов вод ВКТ и ВСТ и наблюдаемыми концентрациями растворенного кислорода в промежуточном слое вод течения Ойясио за период с 1950 по 1998 г. равныаа 0.81 (суо=26.8) и 0.72 (сто=27.0), соответственно. Увеличение переноса вод ВКТ/Ойясио понижает концентрацию растворенного кислорода (и увеличивает температуру), тогда как возрастание расхода вод ВСТ, 18 вызванное вихрем напряжения ветра в Охотском море, увеличивает концентрацию растворенногоаа кислород (иаа понижаетаа температуру)аа ваа промежуточныхаа водах Курильской котловины Охотского моря и западной части тихоокеанской субарктики. Наблюдаются значительные расхождения между рассчитанными и измеренными концентрациями растворенного кислорода (рис. 2а), потенциальной температуры и глубины залегания изопикн в промежуточном слое Курильской котловины для 2000, 2003 и 2004 гг. Эти расхождения связаны с межгодовыми изменениями температуры/солености и концентрации растворенного кислорода в промежуточных водах АКр. На рис. 2б показаны межгодовые изменения разности растворенного кислорода на изопикне 26.8(7о между водами Охотского моря и водами Аляскинского круговорота. Увеличение/уменьшение переноса вод ВКТ/Ойясио понижает/повышает разницу в содержании растворенного кислорода между восточной и западной частями тихоокеанской субарктики (1957-1995 гг., г = -0.56). Наряду с циркуляцией, вызванной ветром, вклад в межгодовую изменчивость концентраций растворенного кислорода в промежуточном слое вод и солености поверхностных вод северной и западной частей тихоокеанской субарктики вносит 18.6- летняя цикличность в скоростях приливных течений. Усиление перемешивания вод в зоне Алеутских и Курильских проливов за счет возрастания скоростей приливных течений приводит к значительному снижению стратификации и повышению солености в поверхностном слое и увеличению концентраций растворенного кислорода в промежуточном слое. За счет увеличения скорости реверсивных приливных течений больший объём вод подвергается трансформации в районах Алеутских и Курильских проливов. Межгодовые изменения солености поверхностных вод и концентрации растворенного кислорода в промежуточном слое зоны течения Ойясио (западная часть тихоокеанской субарктики) могут быть аппроксимированы NPI (мб), среднегодовой амплитудой приливов в северной части Курильских о-вов (о-в Парамушир) (GT, м) и зональным напряжением ветра (тх, Н м"2) на поверхность океана в северной части Тихого океана (45-52N, 165E-170W) зимой: 02 (цмоль кг" \ С7е>=26.8) = -11.3 + 12.8 Х NPI -754.5 Х tx45"52n' 165E-150W + 4.9 Х (GT)3; S (50 м)= 32.544 + 0.029 Х NPI -2.632 Х tx45"52n' 165E-150W + 0.017 (GT)3 (рис. 3). Величина NPI показывает зональное напряжение ветра на поверхность морской воды в зимний 19
G@=26.8 rь@=27.0(О2+68 моль кг1) 1970а 1980 Год наблюдений -1.2 моль кг-1 год-11 2000 б)
а20 С70=26.8 О2Охморе(год)-О2Алкр .(год;год-1) Мвкт 10 20 30 40 50 1960 1970 1980 Год наблюдений 1990 2000 Рис. 2. Межгодовые изменения измеренных и рассчитанных концентраций растворенного кислорода в районе Курильской котловины Охотского моря (а); межгодовая изменчивость разности в концентрациях растворенного кислорода между промежуточными водами Аляскинского круговорота и Охотского моря и межгодовые вариации в переносе вод ВКТ, сглаженные 3-х летним средним (МВКТ) (б). Вертикальными пунктирными линиями показаны доверительные интервалы для уровня значимости ?=0.05. 20 33.4 а) Н=50 м
зз.з 33.2 -33.1 - зз.о 32.9 8=32.544+0.029'КР1-2.6'тЩд^Е-150№+0.017'ОТ3 1950 1960 1970 1980 Год наблюдений 1990 2000
300 280 260 240 220 - 200 180 160 140 120 ао=26.8 1950 1960 1970 1980 Год наблюдений 1990 2000 Рис. 3. Межгодовые изменения измеренных и рассчитанных (сплошная линия) величин солености на горизонте 50 м (а) и концентрации растворенного кислорода на изопикне 26.8(7о (б) в зоне течения Ойясио (западная часть тихоокеанской субарктики). 21 период для области северной части Тихого океана, ограниченной широтой 33-35N и долготой 165E-170W (г=0.8-0.9). Следовательно, разность между NPI и tx45"52n' 165Е" 150wаа представляетаа расходаа водаа ВКТ, определяемыйаа разностью ваа зональной напряженности ветра между 2-мя областями северной части Тихого океана (33-35N и 45-52N). Усиление Алеутской депрессии (низкий NPI) сопровождается увеличением количества осадков в северо-восточной части Тихого океана (Центр диагностики климат США). Использованиеаа NPIаа даетаа возможностьаа учитыватьаа влияние межгодовых вариаций в осадках на соленость поверхностных вод иаа концентрацию растворенного кислорода в промежуточном слое (за счет изменения стратификации вод) тихоокеанской субарктики.а Коэффициенты корреляции между измеренными и рассчитаннымиа иза NPI,аа tx45"52n'а 165E-150Wа иа GTаа концентрациямиа растворенного кислорода и соленостью равны, соответственно, 0.83 и 0.78 (1950-1998 гг.). Показано, что разность между рассчитанными и измеренными концентрациями растворенного кислородаа ваа зонеаа теченияаа Ойясио,аа ваа основном,аа определяетсяаа изменчивостью растворенногоа кислорода в промежуточнома слоеа вод Аляскинскогоа круговорота (г=0.69, 1956- 1998 гг.). В разделе 4.3 рассмотрено влияние физических и биогеохимических процессов на распределение общей щелочности в тихоокеанской субарктике. Общая щелочность - карбонатный параметр морской воды, определяемый избытком оснований (акцепторы протонов) над кислотами (доноры протонов). Изменения общей щелочностиаа в морской воде обусловлены осадками/испарением, образованием/таянием льда, образованием/растворением карбонатов и синтезом/разложением органического вещества. Для устранения эффектов разбавления или концентрирования, обусловленных осадками/испарением, таянием/образованием льда, величины ТА приводятся к солености 35 (пТА = TA/S Х 35); влияние синтеза - разложения органического на общую щелочность учитывается использованием потенциальной щелочности (РТА = пТА + 0.68 Х nN03, где N03 -концентрация нитратов). Различие в величине потенциальной щелочности (РТА) между восточной и западной частями тихоокеанской субарктики (?РТА ? 8 цмоль кг"1) в несколько раз меньше различий в растворенном кислороде (~ 150 цмоль кг"1) и общем неорганическома углеродеа (~аа -50аа цмольаа кг"1).аа Следовательно,а можно 22 предположить, что увеличение притока вод Аляскинского течения в западную часть тихоокеанской субарктики должно приводить к незначительному уменьшению РТА и увеличению температуры на изопикнах в промежуточном слое Восточно-Камчатского течения, течения Ойясио и в Курильской котловине Охотского моря. В период с 1999 по 2006 гг. на изопикнах В работе Сармиенто и др. (2004), на основании результатов модельных расчетов, был сделан вывод о том, что для поддержания биологической активности в северной части Тихого океана необходим значительный диапикнический поток растворенного кремния из глубинного в поверхностный слой. Авторы предположили, что район, где происходит возврат кремнекислоты из глубинных слоев - это зона Курильских островов и Охотское море, характеризующиеся интенсивным приливным перемешиванием и образованием плотных шельфовых вод.аа Наши результаты указывают на проливы Алеутской гряды и Берингово море, как на зоны, где происходит возврат растворенного кремния и потенциальной щелочности из глубинного в промежуточный и поверхностный слои морской воды. Смешение вод в 23
?=26.8
ж
+0 $*>аа X*аа **#............ ЦСаа A
^5+^<5>аа о л^ * >vx * M>
X<W XA
ФО О Охотское море (Курильская котловина) Охотское море (с.-з. шельф)а ф ^ Берингово море 9 восточная, ^западная тихоокеанская субарктика
33.55а 33.65 Соленость ?0=26.80 4
^
X
ЗД
Х t>+ if* о оаа <Х
33.45аа 33.55аа 33.65 Соленость ?e=26.80 0аЫч&
to4W чл ^x^.
**н 50 33.45
33.55а 33.65 Соленость Рис. 4. Зависимости между потенциальной щелочностью (а), кремнекислотой (б), растворенным кислородом (в) и соленостью на изопикне 26.8 ??. Стрелками показано направление движения вод в тихоокеанской субарктике. 24 Алеутских проливах сопровождается увеличением потока тепла из поверхностного в глубинные слои морской воды, что приводит к повышению температуры и увеличению солености, РТА и Si(OH)4 на изопикнах в промежуточном слое вод. В западной субарктике и Охотском море, вследствие существования дихотермального слоя и отрицательного потока тепла из поверхностного в глубинные слои, наблюдается понижение температуры и снижение солености, РТА и Si(OH)4 на изопикнах в верхнем промежуточном слое вод. В разделе 4.4 представлены межгодовые изменения концентрации растворенного кислорода в промежуточных (горизонт 500 м) и глубинных (горизонт 1000 м, ?? = 27.35) водах Японского моря и показана их зависимость от переноса вод из Восточно-Китайского моря через Корейский (Цусимский) пролив. Содержание растворенного кислорода в промежуточном слое вод Японского моря также, как и в тихоокеанской субарктике и Охотском море, подвержено значительной межгодовой изменчивости. На горизонте 500 м (в зоне субарктического фронта) наблюдалось его увеличение с 5.4 до 6.1 мл кг-1 в 1965 -1970 гг., понижение с 6.1 до 5.6 мл кг-1 в 1970 - 1978 гг., увеличение с 5.6 до 6.0 мл кг-1 в 1978-1986 гг. и понижение с 6.0 до 5.0 мл кг-1 (0.05 мл кг-1 год-1) в 1986 - 2004 гг. Статистически значимые межгодовые изменения в концентрациях растворенного кислорода с меньшей, чем на горизонте 500 м амплитудой наблюдались и на горизонте 1000 м. Увеличение содержания растворенного кислорода на горизонтах 500 и 1000 м в периоды с 1965 по 1970 гг. и с 1980 по 1985 гг. может быть объяснено усилением вентиляции промежуточных и глубинных вод в зимний период. Сток для растворенного кислорода - это биохимическое потребление кислорода. Понижение растворенного кислорода на ~ 0.5 мл кг-1 на горизонте 500 м в периоды с 1970 по 1978 гг. и с 1986 по 1990 гг. не может быть объяснено только биохимическим потреблением кислорода, равным приблизительно 0.01 мл кг-1 год-1. Для появления значительной межгодовой изменчивости в содержании растворенного кислорода в Японском море должен существовать источник с низкими концентрациями растворенного кислорода. Основной источник вод для Японского моря - это шельфовые воды Восточно-Китайского моря, формирующиеся под влиянием вод Тайваньского течения, течения Куросио и стока р. Янцзы. 25 В распределении растворенного кислорода в Восточно-Китайском море наблюдается сезонность. В зимний период шельфовые воды Восточно-Китайского моря характеризуются однородным распределением по глубине и относительно высокими концентрациями растворенного кислорода (~ 5.5 мл кг-1). Летом и осенью, за счет прогрева поверхностных вод, увеличения стока р. Янцзы и высокой биологической продуктивности шельфовых вод, наблюдается значительное понижение содержания растворенного кислорода (? 4 мл кг-1) в подповерхностном слое (50-100 м) западной части Восточно-Китайского моря. Установлено, что усиление расхода вод Куросио в Восточно-Китайском море снижает содержание растворенного кислорода (r=-0.54, 1963-2005 гг.) в районе Восточно-Китайского моря, расположенном к юго-западу от Корейского пролива (33.0-33.5N, 125.5-128.0E) (рис. 5). Увеличение расхода Куросио понижает уровень моря на внешней границе шельфа (западная граница Куросио), что уменьшает заток вод Куросио (с относительно высоким содержанием растворенного кислорода) и усиливает приток прибрежных вод Тайваньского течения (с низкими концентрациями растворенного кислорода)аа в северо-восточную часть Восточно-Китайского моря.
26 В период с июля по октябрь подповерхностные воды Восточно-Китайского моря -это основной источник низкокислородных вод для Японского моря. Наблюдается статистически значимая корреляция (г=-0.62 - -0.80, 1961-2005 гг.) между переносом вод через Корейский пролив (сглаженным 3-х летним фильтром и со сдвигом по времени 1 год) и содержанием растворенного кислорода на горизонтах 500 и 1000 м в Японском море. Увеличение/снижение поступления вод Восточно-Китайского моря через Корейский (Цусимский) пролив приводит к понижению/возрастанию содержания растворенного кислорода в промежуточном и глубинном слоях Японского моря. Глубины восточной и западной частей Корейского пролива ограничены изобатами 115 м и 204 м. Поступающие через Корейский пролив подповерхностные воды Восточно-Китайского моря имеют плотность (?t = 24.5-26.2), достаточную для вентиляции верхнего 200 м слоя южной части Японского моря. Проникновение поверхностных низко кислородных вод Восточно-Китайского моря в промежуточные и глубинные слои Японского моря может быть связано с усилением диапикнических потоков вблизи подводных поднятий (поднятие Ямато) и в зоне субарктического фронта.а Разницаа ва концентрациях растворенногоа кислородаа между подповерхностными водами Восточно-Китайского моря и промежуточными водами Японского моря равна -2.0 мл л"1. Увеличение переноса вод Восточно-Китайского моря через Корейский пролив на 0.6 Св (с 1985 по 1999 гг.) должно было понизить содержание растворенного кислорода в 500 м слое вод в зоне субарктического фронта Японского моря (39-41N, 130-138Е) приблизительно на 0.4 мл л"1. Следовательно, понижение концентрации растворенного кислорода на горизонте 500 м в зоне субарктического фронта на -0.5 мл л"1 в период с 1987 по 2001 гг. может быть объяснено увеличением поступления низкокислородных вод из Восточно-Китайского моря. Поступающие в Японское море через Корейский пролив воды Восточно-Китайского моря в июле-октябре характеризуются значительной стратификацией, обусловленной низкой соленостью вод поверхностного слоя. Дополнительно к адвекции низкокислородных вод, понижение концентрации растворенного кислорода в Японском море может быть вызвано возрастанием стратификации в поверхностном слое вод и снижением вентиляции промежуточных и глубинных вод Японского моря. Увеличение расхода вод через Корейский пролив увеличивает глубину залегания 27
о 4.5 5.0 5.5 6.0 6.5 - Расход вод через Корейский пролив
2.8 2.4 1970аа 1980аа 1990 Год наблюдений 2000
0.8 0.6 0.4 Н 0.2 0.0 -0.2 J (б) Твозд(декабрь-февраль) -11 h -10 -9 h -8 -7 \= -6 -5 1970 1980аа 1990 Год наблюдений 2000 Рис. 6. Межгодовые изменения глубины залегания изопикны 27.35С7о и содержания растворенного кислорода на изопикне 27.35(7о в Японском море (39-43?N, 134-139?E), и межгодовые изменения расхода вод через Корейский пролив (сглаженного 3-х летним скользящим средним) (а); межгодовые изменения разности в содержании растворенного кислорода на горизонтах 500 и 1000 м (39-43?N, 134-139?E) и температуры воздуха (декабрь-февраль) в Японском море (41-43?N, 132-136?E) (б). 28 изопикны 27.35?? (1964-2005 гг., г=0.70) в Японском море и понижает концентрацию растворенного кислорода на этой изопикне (1964-2005 гг., г=-0.81) (рис. 6а). Заглубление изопикны 27.35?? в период с 1985 по 2005 гг., по-видимому, результат увеличения притока в Японское море вод Восточно-Китайского моря с плотностью, не превышающей 24.5-26.2?t. Температура воздуха и контактный теплообмен в зимний период, определяющие интенсивность зимней конвекции, не объясняют наблюдаемые межгодовые изменения в содержании растворенного кислорода в Японском море, но определяют различия в его концентрации между промежуточными (500 м) и глубинными (1000 м) слоями вод (?О2500"100) (1963- 2005 гг., г= -0.64) (рис. 6б). Понижение температуры воздуха в зимний период усиливает вентиляцию промежуточного слоя вод и обогащаета егоа растворенныма кислородома и,аа следовательно,а повышает величину ?О 500-1000 В пятой главе Изменение карбонатных параметров в водах Анадырского залива (Берингово море) рассмотрены процессы, определяющие пространственно-временную изменчивость карбонатных параметров в водах северной части Берингова моря. Особый интерес в исследованиях пространственно-временной изменчивости карбонатных параметров морской воды представляют моря, находящиеся под воздействием материкового стока и подверженные глобальным климатическим изменениям. Северная часть Берингова моря представляет собой шельф со средними глубинами 50-70 м. Большую часть года (~8 месяцев) данный район покрыт льдом. Согласно схеме циркуляции, формирование вод северной части Берингова моря происходит за счет вод Беринговоморского Склонового течения (БСТ). Речные воды, впадающие в Берингово море (р. Юкон), имеют высокие концентрации бикарбонат иона (вносящего основной вклад в общую щелочность речных вод) и иона кальция. Сравнение современных данных с историческими экспедиционными материалами (1950-1993 гг.) указало на наличие вод с экстремально высокими величинами пТА, nDIC и пСа (общая щелочность, общий неорганический углерод и кальций, приведенные к солености 35) в северо-западной части Берингова моря (Анадырский залив) в 2002 г. Повышение пТА (?пТА) и пСа (?пСа) в водах с соленостью -32-34 составило соответственно -120 цмоль кг"1 и - 60 [Хмоль кг"1. Наблюдаемые величины 29 ?nTAаа иаа ?пС превышаютаа разницуаа ваа пТ иаа пС междуаа поверхностнымиаа и глубинными (глубины>1500 м) водамиаа северной части Тихого океана и Берингова моря, равную -100 цмоль кг"1 и 50 цмоль кг"1, соответственно. Установлено, что формирование вод с высокими величинами ТА (2300-2460 цмоль кг"1, S=32-34) в северной части Берингова моря- результат увеличения солености и ТА за счет рассолов, выделяемых в процессе льдообразования опресненной морской водой (S= 30-31, ТА= 2150-2200 цмоль кг"1), образованной смешением вод р. Юкон и вод БСТ (S~ 33 и ТА- 2230 цмоль кг"1) (рис. 7). Показано, что обогащение эстуарных вод морской солью при льдообразовании в зимний период и снижение поступления вод Беринговоморского Склонового течения в северо-западную часть Берингова моря приводит к формированию вод с аномально высокими величинами общей щелочности,а общего неорганического углерода и
30 кальция. Результаты наблюдений и численного моделирования показали, что ветровая циркуляция - один из основных факторов, определяющих изменчивость циркуляции вод в северной части Берингова моря. В зимний период усиление северных ветров может приводить к изменению направления переноса аляскинских прибрежных вод с северного на южное и снижению переноса вод через Берингов пролив в северном направлении. Это приводит к замедлению циркуляции вод в центральной части шельфа Берингова моря. В период между сентябрем 2001 г. и апрелем 2002 г. воды северо-западной части Берингова моря находились под влиянием аномально сильных ветров северных румбов. Значительное понижение уровня вод в центральной части Берингова моря весной 2002 г. и усиление южной составляющей напряженности силы ветра, по-видимому, уменьшило поступление вод БСТ (с низкими величинами пТА, пСа и n DIC) в район Анадырского залива. Согласно существующим в настоящее время взглядам, понижение рН морской воды, вызванное ростом содержания СО2 в атмосфере, должно приводить к избыточному растворению карбонатов и увеличению пТА и пСа в морской воде. Данные, представленные в настоящей работе, показывают, что шельф Берингова моря может стать источником вод с аномально высокими величинами пТА, пСа и nDIC. Согласно историческим данным, воды с высокими величинами пТА, образующиеся на шельфе Берингова моря, наблюдались в юго-западной части Берингова моря (залив Карагинский, прибрежье полуострова Камчатка). В шестой главе Влияние атмосферного СО2 на карбонатные параметры поверхностных и промежуточных вод северной части Тихого океана исследованы изменения в общем неорганическом углероде и рН поверхностных вод северной части Тихого океана и проанализированы потоки СО2 между морской водой и атмосферой в северной части Тихого океана, Беринговом, Охотском и Японском морях; представлено антропогенное изменение рН в промежуточных водах тихоокеанской субарктики; показано распределение антропогенного СО2 в Охотском море и его влияние на степень насыщения морской воды карбонатом кальция; рассчитаны потоки антропогенного СО2 в промежуточных слоях вод северо-западной части Тихого океана. 31 Раздел 6.1. Поток углекислого газа между морской водой и атмосферой (F) определяется разностью парциальных давлений углекислого газа морской воды и воздуха (АрС02мв"атм) и коэффициентом обмена СО2 (К) (F = К ж АрС02мв"атм). Распределение АрС02мв"атм в северной части Тихого океана, полученное осреднением данных за период с 1970 по 2007 гг., показывает, что западная и центральная части тихоокеанской субарктики характеризуются положительными величинами АрС02мв" атм в зимние месяцы (20-60 цатм) и отрицательными - в летние (-10 Ч40 цатм). Абсолютные величины АрС02мв"атм и К для зимнего сезона выше, чем для летнего, поэтому западная и центральная области тихоокеанской субарктики являются источником углекислого газа для атмосферы. Восточная часть тихоокеанской субарктики - слабый сток для атмосферного СО2. Исследования, проведенные в мае-июне 2000 г., показали значительную пространственную изменчивость в распределении АрС02мв"атм на западной границе тихоокеанской субарктики. За счет перемешивания вод в Курильских проливах, высокой биологической активности и динамики антициклонических вихрей величины АрС02мв"атм изменялись от -160 цатм доа 120 цатм. В Охотском море величины АрС02мв"атм изменялись от -190 цатм до 100 цатм. Летом на большей части Охотского моря наблюдались величины АрС02мв"атм, равные -20 - -90 цатм. Наименьшие величины АрС02мв"атм (-190 цатм) наблюдались вдоль восточного побережья о-ва Сахалин и на северном шельфе Охотского моря и были обусловлены фотосинтетической активностью планктона. Высокие величины АрС02мв"атм (80-100 цатм) наблюдались в районе Курильских проливов (Крузенштерна и Буссоль) и подводных поднятий (банка Кашеварова), где за счет приливного перемешивания вод в поверхностный слой поступают глубинные воды с высокими величинами рСО2мв. Соотношение между концентрацией кремнекислоты и рСО2мв показывает, что увеличение/понижение кремнекислоты в морской воде сопровождалось возрастанием/уменьшением рСО2мв в поверхностном слое вод Охотского моря. Используя кубическую зависимость между К и скоростью ветра (Wanninkof, McGillis, 1999), установлено, что поток СО2 из атмосферы в морскую воду в Охотском море средний за период с мая по сентябрь был равен 17 -23 ммоль С м-2 день"1. В годовом балансе Охотское море является стоком для атмосферного СО2. 32 В поверхностном слое вод Японского моря в летний период (июнь-сентябрь) рС02мв изменялось от 320 цатм до 440 цатм (от слегка недосыщенных и до сильно пересыщенных СО2 по отношению к атмосфере). Интегральный по площади поток СО2 был направлен из морской воды в атмосферу (Японское море - источник СО2 для атмосферы). В зимний период (октябрь-май) рСО2мв варьировало от 180 цатм (в зоне субарктического фронта и субтропической части Японского моря) до 520 цатм в зонах глубокой конвекции субарктической части Японского моря. Интегральный по площади поток СО2 был направлен из атмосферы в морскую воду (Японское море было стоком СО2 для атмосферы). В силу незначительности сезонных вариаций биологической активности и температуры, субтропические и тропические области Мирового океана - это регионы, где, как правило, исследуется влияние роста содержания СО2 в атмосфере на карбонатные параметры морской воды. Установлено, что с учетом доверительных интервалов (для уровня значимости сс= 0.05) для восточной части тихоокеанских субтропиков величины рНТ, полученные в 2001, 2004 и 2006 гг., на 0.0480.007 ед. рН ниже значений рНТ 1991, 1992 и 1994 гг. и на 0.0890.014 ед. рН ниже значений рНТ 1973 и 1981 гг. Для западной части тихоокеанских субтропиков величины рНТ, полученные в 2001, 2004 и 2005 гг. на 0.0420.006 ед. рН ниже значений рНТ 1991 и 1993 гг. и на 0.0860.016 ед. рН ниже значений рНТ 1973 и 1982 гг. При увеличении рСО2 от 325 цатм до 355 цатм и 384 цатм (среднегодовые величины рСО2 в приводном слое атмосферы северной части Тихого океана, соответственно, в 1973, 1992 и 2006 гг.), рНт морской воды должен был понизиться на 0.037 ед. рН и 0.074 ед. рН. Наблюдаемое понижение рНт в поверхностном слое вод тихоокеанских субтропиков за период с 1973 по 2007 гг. по абсолютной величине незначительно превышают изменение рНт, рассчитанное из изменений в атмосферном рСО2. Дополнительное снижение рНт в поверхностном слое может быть объяснено тем, что морская вода не всегда находится в газовом равновесии с атмосферой. Понижение величины рН в поверхностном слое может быть вызвано увеличением экспорта карбонатов, приводящим к снижению ТА и уменьшению рН в морской воде. Для западной части тихоокеанской субарктики характерна значительная сезонная изменчивость DIC, рН и рСО2мв в поверхностном слое вод, обусловленная 33 интенсивным весенним/летним цветением фитопланктона и осенней/зимней конвекцией. Для уменьшения влияния внутригодовых вариаций температуры воды и биологической активности на концентрации карбонатных параметров рассматривались слои вод в интервале глубин 25-80 м (восточная субарктика) и 50- 100 маа (западная субарктика), представляющие поверхностные воды, сформированные в зимний период. Для выделения антропогенного сигнала рНТ приводился к температуре 4С и вводились поправки, учитывающие воздействие фотосинтеза и окисления органического вещества на pH (?рНторг) с помощью соотношения Редфилда (?С: ?02 = -0.76) и значений AOU (разность между равновесной и измеренной концентрациями растворенного кислорода). В слое вод 25- 75 м восточной части тихоокеанской субарктики величины ?pHTоргt, полученные в экспедициях 2001 г. и 2006 г., на 0.0290.009 (доверительный интервал, а= 0.05) ед. рН ниже значений ?pHTоргt 1991 и 1992 гг. и 0.0660.012 ед. рН ниже значений ?pHTоргt экспедиций 1973 и 1981 гг. В слое вод 50 -100 м западной части тихоокеанской субарктики величины ?pHTоргt, полученные в 2004 и 2006 гг., на 0.0360.008 ед. рН ниже значений ?pHTоргt экспедиций 1991 и 1992 гг. При увеличении рСО2 от 325 цатм до 355 цатм и 384 цатм с 1973 г. по 1992 г. и 2006 г. в тихоокеанской субарктике рНт морской воды должен был понизиться на 0.037 ед. рН и 0.074 ед. рН. Наблюдаемые изменения в ?pHTоргt в поверхностном слое вод тихоокеанской субарктики соответствуют ожидаемым изменениям рН морской воды, вызванными ростом СО2 в атмосфере. Установлено, что в тихоокеанской субарктике, где осредненный за год поток СО2 направлен из океана в атмосферу, наблюдается понижение рН (и возрастание концентрации DIC) в верхнем слое вод в результате роста содержания СО2 в атмосфере. При установившемся потоке антропогенного СО2 между океаном и атмосферой ежегодное увеличение парциального давления СО2 в морской воде должно быть равно ежегодному приросту парциального давления СО2 в атмосфере (1.5-2.0 цатм год"1). Для того, чтобы рСО2мв увеличивалось на 1.5-2.0 цатм год"1, необходимо, чтобы концентрация общего неорганического углерода в поверхностном слое морской воде возрастала приблизительно на 1 цмоль л"1 Х год"1. Рассматривая столб морской воды единичного сечения и высотой равной 100 м, получим, что необходимый для возрастания рСО2мв на 1.5-2.0аа цатм в года поток неорганического 34 углерода из атмосферы в этот объем воды равен 0.1 моль/(м2 Х год). При среднем коэффициенте обмена СО2 между атмосферой и морской водой равным 0.07 моль/(м2 жцатмгод) для достижения величины этого потока требуется, чтобы АрС02мв"атм было равно ~ -1.5 [хатм. В реальном океане, где за счет процессов перемешивания и адвекции идет поступление антропогенного СО2 из поверхностного в глубинные слои, величина АрСО2мв"атм должна быть ниже чем -1.5 цатм (по абсолютной величине выше). Следовательно, возрастание концентрации антропогенного СО2 в водах северной части Тихого океана - результат уменьшения (относительно естественного потока СО2) отдачи в атмосферу углекислого газа в субарктике. Благодаря неопределенности в коэффициентах обмена СО2 между океаном и атмосферой и ошибок, обусловленных как точностью определения рСО2мв (1 - 3 цатм), так и пространственно - временным осреднением данных по АрС02мв"атм, рассчитываемый годовой баланс обмена СО2 между Мировым океаном и атмосферой не показывает реального количества антропогенного СО2, поступающего в морскую воду. Количество антропогенного СО2, поглощаемого в северной части Тихого океана, следует оценивать по изменению концентрации общего неорганического углерода в верхнем (приблизительно 1000 метровом) слое морской воды. В разделе 6.2.1 предложены уравнения для оценки антропогенного (избыточного) изменения рН (ЛрНант) в морской воде по методу обратного расчета и многон параметрическому линейному регрессионному (МПЛР) методу и проведен анализ распределения ЛрНант в промежуточном слое вод тихоокеанской субарктики. Правильность определения антропогенного изменения рН в океане по методу обратного расчета зависит от правильности выбора преформ - величин общей щелочностиа (ТА0).а Завышение/занижениеа ТА0а будета приводитьа к завышению/занижению ЛрНант. Используя данные по кальцию, общей щелочности и нитратам, было получено уравнение для расчета ТА0 в тихоокеанской субарктике. Распределение ЛрНант на изопикнах в западной, центральной и восточной частях тихоокеанской субарктики показывает, что интенсивное перемешивание вод в Алеутских и Курильских проливах и зимняя конвекция вблизи Камчатки значительно увеличивают абсолютную величину ЛрНант в верхнем промежуточном слое вод (26.7????27.O, глубины 150 - 300 м) западной части тихоокеанской субарктики. На изопикне 26.7??аа ЛрНант былоа равно -0.10 ед. рНа иа -0.08 ед. рН, соответственно, в 35 западной и восточной частях тихоокеанской субарктики в 2001, 2004 гг. В нижней части промежуточного слоя (27.0<??? 27.5, глубины 300-1200 м) разница в ЛрНант между восточной и западной частями тихоокеанской субарктики была незначительна. Распределение ЛрНант, определенного по методу обратного расчета, на изопикнических поверхностях находится в хорошем согласии с результатами одномерной диффузионной модели при условии, что коэффициент вертикальной турбулентной диффузии (Kz) зависит от стратификации. Использование постоянного Kz (0.25/0.5(-10"4) м2 с"1) приводит к пониженным/завышенным величинам ЛрНант в нижнем/верхнем промежуточном слое вод западной субарктики. Изменение в ЛрНант между 1986 и 2001/2004 гг. в западной и центральной частях тихоокеанской субарктики, рассчитанное по МПЛР методу, составило -0.04 ед. pH в поверхностном (?? = 26.5-26.6) и - 0.02 ед. pH в промежуточном слое вод (?? = 26.8). В разделе 6.2.2 показано распределение антропогенного СО2 и фреонов в промежуточном слое вод Курильской котловины Охотского моря и влияние антропогенного СО2 на степень насыщения морской воды карбонатом кальция. В Охотском море концентрации СО2ант и фреонов (CFC-11) на изопикнах в пределах промежуточного слоя выше, чем в тихоокеанских водах (рис.8а,б) . Распределение СО2ант и CFC-11 согласуется с существующими взглядами на формирование и трансформацию промежуточных вод в Охотском море. Основной вклад в обогащение промежуточных вод Охотского моря газами антропогенного происхождения вносят два процесса- формирование придонных шельфовых вод высокой плотности в результате охлаждения и осолонения при льдообразовании и поступление вод с высокой соленостью из Японского моря через пролив Лаперуза. В северной глубоководной части Охотского моря, которая находится под влиянием теплых вод тихоокеанского происхождения, наблюдались относительные низкие концентрации СО2ант и CFC-11. На северо-западном шельфе Охотского моря высокие концентрации CFC-11 были связаны с придонными водами высокой плотности, характеризующимися отрицательными температурами. Наибольшие концентрации СО2ант и фреонов наблюдались на изопикнах в южной части Охотского моря. Они были связаны с теплыми и солеными интрузиями в слое вод 300- 600 м, образованными плотными водами течения Сойя.аа В центральной части
Оа 10аа 20аа 30аа 40аа 50аа 60 26.7 -\Ч^-------- '----- '----- аа #^
26.9
?? 27.3 27.5 200-350 300-550 Н, м 400-750 900-1050 CFC-11, pмоль кг-1 0123456
;V СО/
о sf*
*
Г 26.7 26.9 27.1 27.3 27.5
37 Курильской котловины распределение на СО2ант изопикнах было однородно, что можетаа бытьаа связаноаа саа активнымаа изопикническимаа смешениемаа вод,аа вызванным антициклоническими вихрями. Для описания проникновения антропогенного СО2 в зоне Курильской котловины Охотского моря была применена 1.5-мерная модель. В качестве граничного условия бралась величина СО2ант в верхнем 200 м слое вод, рассчитанная из изменений концентрации СО2 в атмосфере в период с 1860 по 2005 гг., и температуры, солености и ТА поверхностного слоя вод, равными, соответственно 3 С, 33 и 2250 цмоль кг"1. В верхней части промежуточного слоя (?27.O??, глубины 200 - 500 метров) накопление антропогенного СО2 в зоне Курильской котловины осуществляется за счет поступления плотных шельфовых вод, вод течения Сойя и вертикальной турбулентной диффузии. Накопление антропогенного СО2 в нижней части промежуточного слоя (?? =27.1- 27.5, глубины 500 - 2000 метров) происходит за счет вертикальной турбулентной диффузии. Расчеты по модели хорошо аппроксимируют распределение СО2ант в зоне Курильской котловины Охотского моря, принимая Kz равным 0.4 х 10"4 м2 сек"1 и т* (время обращения вод) = 12 лет для глубин 200- 300 м (?? =26.7 - 26.8) и т* = 24 года для глубин 300- 500 м (?? =26.8 -27.0) (рис. 8а). Расчет по одномерной диффузионной модели, принимая Kz, равным 0.4 х 10"4 м2 сек-Vo.S х 10"4 м2 сек1, приводят, соответственно, к пониженным/завышенным величинам СО2ант в верхнем/ нижнем промежуточном слое вод. Рассчитанная по модели скорость накопления СО2ант в зоне Курильской котловины Охотского моря составляет 0.7 моль м"2 год"1. На примере Охотского моря было рассмотрено, как изменяется степень насыщенности вод карбонатом кальция с ростом концентрации антропогенного углекислого газа в морской воде. Карбонат кальция, играющий важную роль в химических и биологических процессах в морской воде, рассматривается как основной фактор, способный нейтрализовать рост концентрации углекислого газа в атмосфере и морской воде. Степень насыщения карбонатом кальция морской воды определяет возможность существования карбонатов в воде и поверхностном слое морских осадков. Для количественной оценки насыщенности морских вод карбонатом кальция применяют степень насыщения (Li), определяемую как отношение произведения ионов кальция и карбоната в морской воде к произведению 38 растворимости кальцита или арагонита в условиях in situ. Закономерности вертикального распределения степени насыщенности морской воды карбонатом кальция в Охотском море, как и антропогенного СОг, хорошо представляются зависимостью от потенциальной плотности (рис. 8в). Выполненные расчеты показали, что в настоящее время в Охотском море глубина насыщения (Li =1) для арагонита совпадает с изопикнической поверхностью 26.7суе (глубины 100 - 250 метров), а для кальцита- с изопикнической поверхностью 26.8сте (глубины 200 - 400 метров). Для шельфовых вод северо - западной и северной частей Охотского моря на глубинах 300 - 400 метров наблюдается минимум в величинах степени насыщения вод карбонатом кальция (Lа 0.5, Lк 0.75). В центральной и юго - западной частях Охотского моря, в слое 700 - 1900 метров, воды были слегка недосыщены кальцитом (Lк 0.9) и значительно арагонитом (Lа 0.7) (максимум на вертикальных профилях Li). Для района Курильской котловины, с глубины 2000 метров и до дна (3400 м), степень насыщенности вод кальцитом понижалась от 0.9 до 0.7, а степень насыщенности вод арагонитом от 0.7 до 0.45. В районе котловины Дерюгина наблюдалось уменьшение Lк от 0.9 на глубине 500 метров до 0.7 на глубине 1700 метров (изопикническая поверхностьаа 27.5??) (рис. 8в). В поверхностном слое осадков Охотского моря в малых количествах карбонат кальцияаа распространен довольно широко (Безруков, 1960). Наименьшая концентрация карбоната кальция в осадках Охотского моря (<2%) наблюдалась в тех областях (шельф северо - западной и северной частей Охотского моря, котловина Дерюгина, Курильская котловина), где отмечается наименьшая степень насыщения придонных вод кальцитом (Lк=0.7 - 0.75). Наибольшие концентрации СаСО3 (> 5 %) в поверхностном слое осадков Охотского моря были найдены в центральной части моря (глубины 1000 - 2000 м), где придонная вода близка к состоянию насыщения по отношению к кальциту (Lк 0.9). Глубина, начиная с которой осадки практически не содержат СаСО3 носит название компенсационной (или критической глубиной карбонатонакопления). Бергер и Винтерер (1974) на обширном материале показали, что компенсационная глубина, найденная по результатам определения содержания СаСОз в осадках, совпадает с горизонтом, где степень насыщения по отношению к кальциту составляет 0.65. По результатам наших расчетов в настоящее время в Охотском море Lк выше 0.65. Для северной части Тихого океана компенсационная 39 глубина для кальцита равна 4100 метров (Океанология. Геохимия донных осадков, 1979), что превышает наибольшие глубины Охотского моря (3400 метров). На рис. 8в показано распределение степени насыщения карбонатом кальция в водах Охотского моря в отсутствии антропогенного СО2(DIC-СО2ант); при содержании антропогенного СО2, равном современному (DIC), при увеличении концентрации СО2ант в поверхностном слое в два раза (DIC+СО2ант) и в три раза (DIC+2СО2ант). Как следует из результатов расчетов, при возрастании антропогенного СО2 в два раза, относительно современного, величина Ьк в 100 - 600 м слое (<те=26.7 - 27.1) Охотского моря станет меньше критического значения, равного 0.65. При сохранении современных темпов роста содержания СО2 в атмосфере утроение концентрации СО2ант в воде произойдет за период чуть более 100 лет. В разделе 6.2.3 представлено распределение антропогенного СО2 (СО2ант) на изопикнах в водах промежуточного слоя и оценены потоки СО2ант в северо-западной части Тихого океана. Наибольшие концентрации СО2ант на изопикнических поверхностях в промежуточном слое вод северо-западной части Тихого океана наблюдались в Охотском море. На изопикне 26.7сте, разница в СО2ант между Охотским морем и западной частью тихоокеанской субарктикой (зона течения Ойясио) была незначительна. Наибольшее различие в СО2ант (~8 цмоль кг"1) между этими регионами отмечалось на изопикне 27.0<те. В верхней части промежуточного слоя (суе = 26.7- 26.8) западной части тихоокеанских субтропиков концентрация СО2ант была ниже на 8-12 цмоль кг"1, чем в субарктической области. В нижней части промежуточного слоя (сте=27.1-27.5) различие в СО2ант между субтропической и субарктической областями северо-западной части Тихого океана было незначительно. Интегральный водообмен между Охотским морем и Тихим океаном и субарктической и субтропической областями в северо-западной части Тихого океана равны 3-5 Св (1 Св= 106 м3 с"1) (Talley, 1996). Принимая, что, осредненные в слое сте=26.7-27.5, различия в СО2ант между Охотским морем и Тихим океаном, субарктикой и субтропиками равны соответственно 4 и 3 цмоль кг"1, получаем, что ежегодно ~ 0.5х1012 моль антропогенного СО2 поступает из Охотского моря в западную часть тихоокеанской субарктики и ~ 0.4х1012 моль антропогенного СО2 из субарктической в субтропическую области Тихого океана. Наши расчеты показывают, что вклад водообмен междуаа Охотскимаа моремаа иаа тихоокеанскойаа субарктикойаа иаа между 40 субарктикой и субтропиками в накопление антропогенного СО2 в субарктической области Тихого океана незначителен. Следовательно, прирост содержания СО2ант в промежуточном слое западной части тихоокеанской субарктики определяется в основном поступлением СО2ант из поверхностного слоя вод за счет турбулентной диффузии (-0.7 моль м"2 -год"1). Прирост содержания СО2ант в промежуточных слоях западной части тихоокеанской субарктики и субтропиков в период между 1973 и 1990-ми гг. был равен соответственно 0.70.2 моль м"2 год"1 и 0.60.2 моль м"2 год"1, соответственно. Площади субарктической и субтропической областей северной части Тихого океана равны 1.4 х 1013 и 1.85 х 1013 м2, следовательно, ежегодный прирост содержания антропогенного СО2 в субарктике и субтропиков равен 9 2 Х 1012 моль и 10 2 ж 1012 моль С. В 1990-х и 2000- 2005 гг. в атмосферу поступало соответственно 5.30.3 и 6.00.2 (-1014) моль С год"1 за счет сжигания ископаемого топлива, вырубки лесов и производства цемента (IPCC, 2007). Увеличение содержания СО2 в атмосфере в 1990-х и 2000- 2005 гг. было равно соответственно 2.70.1 и 3.40.1 (-1014) моль С год"1 (IPCC, 2007). Согласно нашим расчетам, в субарктическую и субтропическую области северной части Тихого океана поступало приблизительно 3-4% от антропогенного СО2, ежегодно выбрасываемого в атмосферу. В процессе сжигания ископаемого топлива происходит обеднение атмосферного СО2 и DIC в морской воде изотопом С13 и обогащение изотопом С12 (эффект Суэсса (Suess)). По результатам наших расчетов, в промежуточных водах тихоокеанской субарктики интегральное изменение ?13С за счет притока антропогенного СО2 составляло -7.4 1.0 %о м год"1. Выводы 1. Впервые показано наличие значительной межгодовой изменчивости химических параметров и температуры/солености в промежуточных слоях вод тихоокеанской субарктики и Охотского моря. В период с 1950 по 2005 гг. межгодовые вариации концентрации растворенного кислорода на изопикнических поверхностях 26.8сте (глубины- 150-350 м) и 27.0сте (глубины- 350-600 м) достигали 60 цмоль кг-1аа (30-60 % от концентрации растворенного кислорода). Наблюдались 41 тенденции к понижению содержания растворенного кислорода на ~1 цмоль кг-1 в год и повышению температуры вод на ~0.01 C в год. 2. Установлено, что основной вклад в межгодовые изменения химических параметров и температуры/солености в промежуточном слое вод западной субарктики и Охотского моря вносит перенос вод между восточной и западной частями тихоокеанской субарктики. Повышение переноса вод Аляскинского круговорота в северо-западную часть Тихого океана, вызванное усилением вихря напряженности ветра в зимний период, приводит к увеличению температуры, солености, концентрации биогенных элементов и общего неорганического углерода и уменьшению содержания растворенного кислорода в западной части тихоокеанской субарктики и в Охотском море. Предложены зависимости между междугодовыми изменениями солености в поверхностном слое и растворенного кислорода и температуры в промежуточных слоях западной части тихоокеанской субарктики и Охотского моря и переносами вод Восточно-Камчатским и Восточно-Сахалинскими течениями, рассчитанными по соотношению Свердрупа. Показано, что наряду с циркуляцией, вызванной ветром, вклад в межгодовую изменчивость химических параметров в промежуточном слое и солености в поверхностных водах тихоокеанской субарктики вносит 18.6- летняя цикличность в скоростях приливных течений. Усиление перемешивания вод в районах Алеутских и Курильских островных гряд за счет возрастания скоростей приливных течений приводит к росту общей щелочности, концентрации кремнекислоты и содержания растворенного кислорода в промежуточном слое. 3.а По результатам исследования межгодовой изменчивости содержания растворенного кислорода в подповерхностных слоях Восточно-Китайского и Японского морей показано, что увеличение/снижение расхода вод течения Куросио приводит к понижению/возрастанию содержания растворенного кислорода в подповерхностном слое северной части Восточно-Китайского моря. Определена зависимость между межгодовыми вариациями концентраций растворенного кислорода в подповерхностном слое вод Восточно-Китайского моря и расходом вод течением Куросио. 42 Установлена связь между межгодовой изменчивостью содержания кислорода в промежуточном и глубинном слоях Японского моря и переносом вод из Восточно-Китайского моря через Корейский (Цусимский) пролив. Увеличение/снижение поступления вод Восточно-Китайского моря вызывает снижение/рост содержания растворенного кислорода в промежуточном (глубина 500 м) и глубинном (глубина 1000 м) слоях Японского моря. Увеличение антропогенной нагрузки на воды р. Янцзы (Восточно-Китайское море) и возрастание притока вод из Восточно-Китайского моря приводят к обогащению вод Японского моря неорганическим азотом по отношению к неорганическому фосфору. 4. Получены количественные характеристики изменений карбонатных параметров в северной части Тихого океана. Разработана методика расчета антропогенного (или избыточного) изменения рН (ЛрНант) в морской воде. Установлено, что в поверхностном слое тихоокеанской субарктики понижение рН морской воды, вызванное возрастанием концентрации СО2 в атмосфере с 280 цатм (середина 19-го столетия) до 370 цатм (2004 г.), составило ~ 0.12 ед. pH. С 1986 по 1999-2004 гг. ЛрНант уменьшилось на -0.04 ед. pH и -0.02 ед. pH, соответственно, в поверхностном слое и верхней части промежуточных вод. Показано, что возрастание содержания общего неорганического углерода и понижение рН в верхнем слое вод северной части Тихого океана - результат увеличения потока СО2 из атмосферы в океан в субтропической области и уменьшения потока СО2 из океана в атмосферу в субарктике. 5. Показано, что при сохранении современных темпов роста содержания СО2 в атмосфере, за период чуть больше 100 лет степень насыщения морской воды карбонатом кальция в верхнем 1000 м слое Охотского моря достигнет критического значения (0.65), что может привести к значительному уменьшению содержания карбонатов в поверхностном слое осадков. Основные публикации автора по теме диссертации В журналах из списка ВАК 1.а Андреев А. Г. Изменение параметров карбонатной системы поверхностных вод в северо- западной части Тихого океана // Океанология.- 1999. -Т. 39.- С. 861- 866. 43 2. Андреев А.Г. Межгодовая изменчивость расхода вод через Корейский/Цусимский пролив и ее влияние на содержание растворенного кислорода в водах Японского моря // Метеорология и Гидрология. -2010. -№ 8.- 11 с.
7.аа Андреев А.Г., Чен Ч.-Т.A., Середа Н.А.а Распределение карбонатных параметров в водах Залива Анадырь и западной части Чукотского моря //Океанология.- 2010.- Т.50.- С. 43-55. 8.а Жабин И.А., Андреев А.Г. Изучение распределения СО2 в водах западной части тихоокеанской субарктики // Метеорология и Гидрология.- 1997.- № 8.- С.70-80.
11. Andreev A., M. Kusakabe. Interdecadal variability in DO in the intermediate water layer of the Western Subarctic Gyre and Kuril Basin (Okhotsk Sea) // Geophys. Res. Let.- 2001.- V. 28.- P. 2453 Ц2456. 12. Andreev A., M. Kusakabe, M. Honda et al. Vertical fluxes of nutrients and carbon through the halocline in the Western Subarctic Gyre calculated by mass balance // Deep- Sea Research II.- 2002.- V. 49.- P. 5577 - 5593. 44 13.аа Andreev A., S. Watanabe. Temporal changes in dissolved oxygen of the intermediate water in the subarctic North Pacific // Geophys. Res. Let.- 2002.- V.29.- P. 25.1 - 25.4.
Главы монографий
Статьи в сборниках и материалы конференций
45
|
Blog
Home - Blog
1.0
СО2ант, [хмоль кг"1
Lк 0.0аа 0.5аа 1.0аа 1.5аа 2.0аа 2.5