«УДК 574.5(265) : 504 № гос. рег. 01200956695 Инв. № УТВЕРЖДАЮ Директор ТОИ ДВО РАН академик _В.А. Акуличев 21 марта 2012 г. ОТЧЕТ О НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКОЙ РАБОТЕ по теме: ДИНАМИКА И БИОПРОДУКТИВНОСТЬ ЭКОСИСТЕМ ...»

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ

ТИХООКЕАНСКИЙ ОКЕАНОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ ИМ. В.И.ИЛЬИЧЕВА

ДАЛЬНЕВОСТОЧНОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК

(ТОИ ДВО РАН)

УДК 574.5(265) : 504

№ гос. рег. 01200956695

Инв. №

УТВЕРЖДАЮ

Директор ТОИ ДВО РАН академик _В.А. Акуличев 21 марта 2012 г.

ОТЧЕТ

О НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКОЙ РАБОТЕ

по теме:

ДИНАМИКА И БИОПРОДУКТИВНОСТЬ ЭКОСИСТЕМ ДАЛЬНЕВОСТОЧНЫХ

МОРЕЙ РОССИИ В УСЛОВИЯХ СОВРЕМЕННОЙ ХОЗЯЙСТВЕННОЙ

ДЕЯТЕЛЬНОСТИ И ГЛОБАЛЬНОГО ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТА

(заключительный) Руководитель НИР:

Зам. директора по научной работе д-р биол. наук В.П. Челомин Владивосток

РЕФЕРАТ

УДК 574.5 (265) : Отчет 264 с., 130 рис., 46 табл., 265 источников

ГИДРОХИМИЯ, РЕЧНОЙ СТОК, КОМПОНЕНТЫ КАРБОНАТНОЙ СИСТЕМЫ,

БИОГЕННЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ, МОДЕЛИРОВАНИЕ, ПЕРВИЧНАЯ ПРОДУКЦИЯ,

РАДИОАКТИВНОЕ ЗАГРЯЗНЕНИЕ, БИОИНДИКАТОРЫ, ЭКОСИСТЕМЫ, ФИТОПЛАНКТОН,

ЗООПЛАНКТОН, БЕНТОС

Цель проекта: изучение закономерностей формирования основных потоков биогенных элементов и оценка состояния некоторых экосистем шельфа дальневосточных морей РФ.

Объекты и методы исследований: Японское и Охотское моря, а также моря восточного сектора Арктики. Исполнитель – ТОИ ДВО РАН.

Приводятся результаты исследований за период 2009– 2011 года. В отчете представлены результаты комплексных гидрохимических, биогеохимических и гидробиологических исследований в морях Дальнего Востока и Восточного сектора Арктики.

В ходе реализации проекта выявлены закономерности формирования потоков основных биогенных элементов и дана оценка влиянию мезомасштабных гидродинамических структур на биогеохимические параметры морских экосистем. Дана количественная оценка потоков углерода и биогенной миграции химических элементов и охарактеризована межгодовая и внутрисезонная изменчивость геоэкологического состояния эстуариев рек Амур и Раздольная. На основании обширного фактического материала обсуждаются проблемы формирования гидрохимического состава вод, миграции и поведения биогенных элементов в морской среде. Основное внимание уделяется актуальным проблемам биоокеанологии, современному состоянию и перспективам исследования биологических ресурсов морей. Специальное внимание уделено рассмотрению природных и антропогенных факторов среды, определяющих состав и разнообразие морской биоты. Продемонстрированы особенности структурной организации планктонных и бентосных сообществ морских прибрежных экосистем в экологически чистых регионах и акваториях, включенных в зоны проектирования, реконструкции и интенсивного строительства важных хозяйственных объектов. Приводятся примеры использования биологических переменных на разных уровнях организации живой материи для биоиндикации и мониторинга морской среды.

Полученные результаты представляют интерес для научных работников, занимающихся проблемами гидрохимии и биоокеанологии, а также для преподавателей вузов, аспирантов и студентов.

СОДЕРЖАНИЕ

Введение…………………………………………………………………………... Пространственно-временная изменчивость химических параметров и концентрации хлорофилла в водах Охотского и Японского морей…………………………………………………………………………… Пространственно-временная изменчивость концентраций химических 1. параметров и хлорофилла а в водах Японского моря…………………………. Динамика химических параметров и концентрации хлорофилла а в водах 1. прикурильского района Охотского моря……………………………………….. Изменение общей щелочности в тихоокеанской субарктике и Охотском 1. море……………………………………………………………………………….. Методика измерения рН поверхностных вод по ходу движения корабля на 1. примере Японского и Охотского морей………………………………………… Динамика эстуарных и прибрежных экосистем дальневосточных морей:

оценка роли физических, гидрохимических, биологических и антропогенных факторов в продуцировании первичного звена……………... Гидрохимические и продукционные характеристики нижнего течения 2. Сезонная гипоксия Амурского залива…………………………………………..

Эвтрофикация Амурского залива………………………………………………..

Сезонная изменчивость гидрохимических свойств реки Раздольной………...

Сезонная изменчивость гидрохимических свойств эстуариев рек Шкотовка 2. Исследование химического состава морского льда……………………………. 2. Геохимические исследования эстуария реки Раздольной……………………..

Современное осадкообразование в областях смешения рек северо-востока Особенности современного осадкообразования в арктических приемных 3. бассейнах речного стока (на примере системы “река Лена – море Особенности современного осадкообразования в субарктических приемных 3. бассейнах речного стока (на примере “река Анадырь – Берингово море”)….. Особенности современного осадкообразования в приемных бассейнах 3. речного стока умеренного климатического пояса (на примере системы “река Исследование и моделирование трансграничного переноса вещества в Распределение паров ртути в приводном слое воздуха северо-западной 4. части Японского моря……………………………………………………………. Трансграничный перенос искусственных радионуклидов в атмосфере после 4. Гидробиологические исследования прибрежной зоны дальневосточных Состояние планктонных и бентосных сообществ в бухтах залива Посьета….

Состояние планктонных и бентосных сообществ бухты Троица……………..

Влияние строительства низководного моста “Де – Фриз – Седанка” на 5. Мониторинг морской биоты в бухте Врангеля (в связи со строительством 5. Биоразнообразие и морфологические аномалии хетогнат залива Петра 5. Численность, видовое разнообразие и особенности функционирования Исследование природы десинхронизации репродуктивного цикла морского 6. ежа Strongylocentrotus intermedius в северо-западной части Японского моря.. Влияние гидрологических и гидрохимических параметров среды на 6. воспроизводство морских донных беспозвоночных в прибрежной зоне……. Мониторинг сивучей (Eumetopias jubatus) на Курильских и Командорских 6. островах…………………………………………………………………………… Исследование серого кита корейско-охотской популяции в зал. Пильтун 6. (о. Сахалин) и в прибрежной акватории Сихотэ-Алинского заповедника Влияние аботических факторов среды на состояние морских организмов…..

Влияние дефицита кислорода (аноксии) на целостность ДНК клеток жабр 7. Мониторинг прибрежной зоны залива Петра Великого на основе 7. биохимических индикаторов геноксичности…………………………………...

ВВЕДЕНИЕ

Высокопродуктивные шельфовые экосистемы в течение последних десятилетий являются объектами самых интенсивных биогеохимических исследований, и, в настоящее время, интерес к их изучению не только не ослабевает, но и увеличивается. Среди прочих причин это определяется необходимостью количественно понимать механизмы и амплитуду возможных изменений их продуктивности под воздействием естественных факторов. Особую актуальность приобретают проблемы сохранения биологических ресурсов, разработки новых подходов контроля и оценки состояния экосистем, и определения экологической емкости морей в условиях возрастающей антропогенной нагрузки.

В последние годы более четко обозначились недостаточно изученные вопросы, относящиеся к динамике экосистем и причинам ее вызывающим, а также функционированию экосистем в целом. Главными направлениями этих исследований, результаты которых дают основу для концептуальных и математических моделей продукционного цикла, являются изучение динамики состава и количественных параметров на уровне доминирующих таксономических групп и связи этой динамики с изменениями абиотических свойств среды разного временного масштаба от многолетних климатических до короткопериодных синоптических. При относительной изученности шельфовых районов дальневосточных морей, в настоящее время знание механизмов и количественной стороны изменчивости, существующей на разных трофических уровнях, даже в межгодовом и сезонном масштабе, далеко недостаточно для адекватного понимания динамики экосистем и причин изменения продуктивности на высших уровнях трофической цепи, в том числе продукции промысловых организмов. Все эти вопросы непосредственно касаются, прежде всего, состояния и динамики биоресурсов. Последние же, в свою очередь, определяются как изменчивостью естественных (гидрохимических, гидрофизических и биогеохимических) условий среды, так и интенсивностью антропогенного воздействия (промысловый пресс, загрязнение и др.). В конечном счете, все это отражается на состоянии сырьевой базы рыболовства.

Технизация промышленности и сельского хозяйства привела к резкому увеличению отходов, большинство из которых неблагоприятно и часто летально воздействует на окружающую биоту. Большая их часть с реками, атмоферными осадками и другими путями сносится в моря, нарушая их экосистемы и изменяя их биотический баланс. Прибрежные зоны, где сосредоточена основная хозяйственная деятельность человека, в первую очередь подвержены длительному воздействию разнообразных антропогенных факторов, в том числе загрязнения. Сложное взаимодействие биогеохимических и гидродинамических процессов приводит к концентрации основной массы загрязняющих веществ в донных отложениях и придонном слое воды. В последние годы в спектре хозяйственной деятельности в прибрежных зонах все большее значение приобретает разработка и добыча нефти, газа и минеральных ресурсов, интенсифицируется судоходство. Эти факторы в совокупности с хроническим поступлением загрязняющих веществ с речными и материковыми стоками, сбросами коммунально-бытовых и промышленных вод приводят к нарастанию концентраций устойчивых загрязняющих веществ не только в прибрежных, но и открытых районах внутренних и полузамкнутых морей. Природные экосистемы начинают испытывать антропогенное воздействие, которое ведет к нарушению функционирования экосистем и сокращению численности видов. В этих условиях снижение продуктивности и видового разнообразия на нижних трофических уровнях, связанное с изменением физико-химических характеристик среды, неизбежно влечет ухудшение условий обитания для морских обитателей верхнего трофического уровня. Такие изменения могут носить необратимый характер и приводить к частичной и полной деградации морских экосистем.

Поэтому встает задача оценки возможного действия поллютантов на водные экосистемы и определения максимального уровня сброса, соответствующего экологической емкости бассейна, т.е. уровня, с которым водные экосистемы еще могут справиться без существенного нарушения своей структуры и функционирования. Именно этим можно объяснить бурное развитие разнообразных подходов к оценке качества среды, основанных на методах биологического мониторинга.

Антропогенная нагрузка на моря и океаны привела к тому, что в ряде их областей загрязняющие вещества стали постоянно действующим фактором, влияющим на морские организмы и экосистемы в целом. Однако нарушения в живой системе являются конечным звеном в цепи серьезных изменений гидрофизических и гидрохимических свойств среды. При этом, как правило, необходимо какое-то, иногда значительное время для накопления изменений абиотических факторов, прежде чем живая система отреагирует на них. Поэтому, комплексное изучение закономерностей функционирования морских экосистем и их устойчивости к внешним воздействиям, таким как хозяйственная деятельность или естественная изменчивость среды, является одной из центральных задач современной науки об океане.

В связи с этим, на первый план выдвигаются задачи адекватного понимания вклада естественной климатической и антропогенной изменчивости в современную динамику абиотических и биотических составляющих для оценки возможного ущерба морским шельфовым экосистемам и их биопродуктивности. Эти знания необходимы для формирования научно обоснованной стратегии мониторинга и экологически обоснованной политики рационального природопользования на шельфовых акваториях. Подобные задачи могут быть решены только на основе комплексного или экосистемного подхода к исследованию шельфовых систем, при котором внимание обращается на фундаментальные аспекты формирования биологической продукции в шельфовых сообществах, а также механизмы их изменчивости и устойчивости в условиях хронического загрязнения морских вод. К сожалению, такие исследования до сих пор малочисленны, так как для их реализации требуется привлечение огромного числа различных специалистов и больших финансовых ресурсов. Вместе с тем, комплексные работы по изучению абиотических и биотических составляющих и оценке антропогенного воздействия на различных уровнях структурно-функциональной организации имеют первостепенное и фундаментальное значение.

1 Пространственно временная изменчивость химических параметров и концентрации хлорофилла в водах Охотского и Японского морей Проведены исследования процессов, определяющих пространственно-временную изменчивость химических параметров и концентрацию хлорофилла а в водах Охотского и Японского морей. Основная цель - оценка межгодовой изменчивости химических параметров и концентрации хлорофилла в Охотском и Японском морях и установление их связи с динамикой вод. Данные по современному состоянию и временной изменчивости потоков углерода, растворенного кислорода, биогенных элементов и концентрации хлорофилла а необходимы при прогнозировании экологических изменений вод Мирового океана, вызываемых природными и антропогенными факторами. Также нами была разработана методика исследования карбонатной системы поверхностных вод морей и океанов. Основой этой методики является регистрации рН поверхностных вод по ходу движения корабля с применением ячейки без жидкостного соединения.

Пространственно-временная изменчивость концентраций химических параметров и хлорофилла а в водах Японского моря.

Водообмен Японского моря с соседними морями и с Тихим океаном происходит через проливы ( Цусимский, Сангарский, Лаперуза и Невельского) с глубинами, не превышающими м. Общая схема циркуляции Японского моря включает в себя Восточно-Корейское и Цусимское течения, переносящие теплые и соленые воды, поступающие через Цусимский пролив (рисунок 1.1). Субарктический (субполярный) фронт разделяет субтропический и субарктический секторы моря. Основная часть субтропических вод проходит море транзитом и выходит в Тихий океан через Сангарский пролив, меньшая следует вдоль западного побережья острова Хоккайдо и через пролив Лаперуза поступает в Охотское море.

За последние 60 лет в Японском море наблюдаются значимые изменения физических и химических параметров морской воды: уменьшение содержания растворенного кислорода, увеличение температуры в глубинных и придонных слоях и уменьшение толщины придонного слоя вод [1-3]. Значительные изменения происходят в динамике морских экосистем и рыбных ресурсах Японского моря [4, 5].

Принято считать, что процессы, вызывающие изменение параметров морской воды в глубинном и придонном слоях Японского моря – это повышение температуры воздуха в зимний период и снижение интенсивности и глубины проникновения зимней конвекции.

Рисунок 1.1- Схема циркуляции вод и расположение береговых мареографных станций в Шимоносеки).

Основной источник вод для Японского моря – это шельфовые воды Восточно-Китайского моря, формирующиеся под влиянием вод Тайваньского течения, течения Куросио и стока р.

Янцзы. В летний и осенний периоды под влиянием значительного речного стока и высокой биологической активности на шельфе ВКМ формируются воды со значительной стратификацией и низкими концентрациями растворенного кислорода. Нами [6] предложено, что увеличение притока вод из ВКМ через Цусимский пролив-это основная причина понижения содержания растворенного кислорода в промежуточном и глубинном слоях Японского моря за последние лет.

В настоящее время наблюдается повышенный научный интерес к оценке влияния межгодовых изменений параметров морской воды на биомассу фитопланктона и концентрацию хлорофилла в водах Японского моря. Японское море характеризуются бимодальным массовым цветением фитопланктона : весна (апрель-май) и осень (октябрь- ноябрь) [7]. Межгодовые изменения в видовом составе фитопланктона и концентрации хлорофилла а в центральной части Японского моря в весенний и летний периоды времени исследовалось в работе [4]. Они связали межгодовые изменения концентрации хлорофилла–а в весенний период со стратификацией вод и величиной градиента концентрации фосфатов между поверхностным и подповерхностным слоями вод. В работе [8] различия в концентрациях хлорофилла а в юго-восточной части Японского моря между весной 1997 и весной 1999 г. объяснялось направлением и расходом вод Цусимского течения.

Формирование физических и химических параметров промежуточных и глубинных вод в Японском море происходит за счет поверхностных вод, в основном, в процессе зимней конвекции.

Интенсивность и глубина проникновения зимней конвекции определяется распределением температуры и солености, т.е. стратификацией вод. Основной целью наших исследований было изучение межгодовых изменений физических и химических параметров морской воды и концентрации хлорофилла а в поверхностном слое вод Японского моря в предзимний (осенний) период.

Наши исследования основывались на экспедиционных данных (температуре, солености, гидрохимическим параметрам и концентрациям хлорофилла а) полученным в конце сентябряначале октября в Японском море и в августе в Восточно-Китайском море (рисунок 1.1) в период с 1978 по 2008 гг. Данные были предоставлены Центрами океанографических данных Кореи и Японии. В дополнение к экспедиционным данным нами использовались спутниковые данные по распределению хлорофилла а в поверхностном слое вод (сканер цвета морской воды SeaWiFS ИСЗ SeaStart, http://daac.gsfc.nasa.gov).

Расход вод через Цусимский пролив (QТц, Св) оценивался по разности уровней между ст.

Модзи и Шимоносеки (Цусимский пр-в) и ст. Ульсан (Цусимский пр-в) (SLМодзи – SLУльсан, см) и между ст. Модзи и Шимоносеки (Цусимский пр-в) и ст.Хакодате (Сангарский пр-в) (SLМодзиSLХакодате, см) (рисунок 1.1 ). Данные по уровню моря на прибрежных станциях Японского моря (Модзи, Шимоносеки, Ульсан и Хакодате) были предоставлены Центром данных наблюдений за уровнем моря (лаборатория океанографии Праудмэна, Великобритания).

Разность уровней между Цусимским и Сангарским проливами (и расход вод через Цусимский пролив) определяется разностью уровней между субтропической и субарктической областями северо-западной части Тихого океана [9]. Учитывая, что в северном полушарии уровень моря повышается/понижается с правой/левой стороны потока, расход вод через Цусимский пролив можно оценить по разности уровней между ст. Модзи и Шимоносеки и ст.

Ульсан. Неоднородность распределения температуры и солености в западной и восточной частях Цусимского пролива вносит вклад в наблюдаемую разность уровней между ст. Модзи и ст.

Ульсан. Из-за недостатка океанографических наблюдений, изменение разности уровня моря между ст. Модзи и ст. Ульсан, вызванное вариациями в температуре и солености вод в Цусимском проливе, не учитывалось.

Для расчета абсолютных значений расходов вод через Цусимский пролив использованы результаты измерений расходов вод (среднемесячные величины) за период с 1997 по 2007 г. [10].

Расход вод через западную часть Цусимского пролива (QЗапТц, Св) рассчитывался по разности уровня между ст. Изухара (о-в Цусима) и ст. Ульсан (SLИзухара-SLУльсан, см) с использованием измеренных расходов вод (1997-2007 гг.) Коэффициенты корреляции между измеренными и рассчитанными по уравнениям (1.1) – (1.3) расходами вод равны 0,76, 0,75 и 0,80. Расход вод через восточную часть Цусимского пролива оценивался по разности между QТц (ур. 1.1) и QЗапТц (ур. 1.3).

Вертикальные распределения солености, относительной плотности, нитратов и фосфатов показывают наличие значительного вертикального градиента солености, плотности и концентраций биогенных элементов в поверхностном слое вод Японского моря в осенний период (рисунок 1.2). В октябре 2002 г. в верхнем 30 м слое вод величина солености изменялась от 33,2 до 33,8. Сезонный галоклин располагался на горизонте 30 - 50 м (рисунок 1.2а). Концентрации нитратов и фосфатов в слое 0 - 30 м были близки к аналитическому нулю. Значительно повышение концентраций нитратов (от 2 до 6 µM) и фосфатов (от 0,2 до 0,4 µM) наблюдалось в слое 50 - 75 м. В октябре 2004 г. распределение солености и относительной плотности в верхнем 50 м слое вод было однородно. На горизонтах 75 - 150 м концентрации нитратов и фосфатов, равные ~10 µM и ~0,7 µM, были значительно выше концентраций нитратов и фосфатов, наблюдаемых в октябре 2002 г. (равных ~6µM и ~0,4 µM). Вертикальные профили растворенного кислорода в октябре 2002 и 2004 гг. характеризовались наличием минимума в слое 50-100 м. В октябре 2002г. максимум хлорофилла а (~0,5 µг л-1) располагался на горизонте ~50 м. В октябре 2004г. концентрация хлорофилла в верхнем 30 м слое изменялась от 0,2 до 0,6 µг л-1 и была меньше 0,3 µг л-1 на горизонте 50 м.

Спутниковые данные показывают различия в пространственном распределении хлорофилла в центральной области Японского моря в октябре 2002 и 2004гг. (рисунок 1.3а, б). В октябре 2002 г. высокие концентрации хлорофилла наблюдались вдоль побережья Корейского полуострова и в зоне Северо-Корейского течения. В октябре 2004г. область с высокой концентрацией хлорофилла простиралась от побережья Кореи (36-38N) в северо–западном направлении в центральную часть Японского моря. Данные спутникового мониторинга подтверждаются экспедиционными данными, в октябре 2004г. в верхнем 30 м слое вод центральной части Японского моря концентрация хлорофилла была намного выше, чем в октябре 2002 г. Пространственные различия в распределении концентрации хлорофилла в октябре 2002 г.

и октябре 2004 г. определялись траекторией вод Восточно-Корейского течения (рисунок 1.3в, г). В осенний период адвекция прибрежных вод ВКМ через западную часть Цусимского пролива увеличивает спутниковую концентрацию хлорофилла, определяемую по цвету вод, вблизи Корейского полуострова. В октябре 2002 г. воды с высокой концентрацией хлорофилла поступали на север вдоль Корейского полуострова и затем переносились вдоль границы антициклонического вихря (130-132E) на юг (рисунок 1.3в). В октябре 2004 г. (рисунок 1.3г) наблюдалась адвекция вод ВКТ с высокой концентрацией хлорофилла ( 0,8 µг л-1) от побережья Кореи (~36N) в центральную часть Японского моря.

В период с июля по октябрь воды Восточно-Китайского моря – основной источник биогенных элементов для Японского моря. Шельфовые воды Восточно-Китайского моря формируются под влиянием вод Тайваньского течения, течения Куросио и стока р. Янцзы. Воды ВКМ, характеризующиеся значительной пространственной неоднородностью распределения физических и химических параметров, могут быть разделены на три области: внутренний шельф (прибрежные воды), центральный шельф и внешний шельф [11].

Летом и осенью за счет прогрева поверхностных вод, увеличения стока р.Янцзы и высокой биологической продуктивности внутренние шельфовые воды характеризуются тонким (0 - 10 м) верхним перемешанным слоем, мощным пикноклином, расположенном на горизонтах 10-20 м.

Рисунок 1.2 - Распределение по глубине солености, относительной плотности, концентрации растворенного кислорода, нитратов, фосфатов и концентрации хлорофилла в Японском море ( = 36,0 – 39,5N, = 132 - 137E).

повышенными концентрациями биогенных элементов в слое 25 - 50 м и высокими концентрациями хлорофилла (0,3 – 1,4 µг л-1) в слое 0 - 30 м (рисунок 1.4).

Начиная с горизонта 20 - 30 м (глубина залегания максимума концентрации хлорофилла а), наблюдается значительное понижение содержание растворенного кислорода по глубине. Концентрации нитратов и фосфатов увеличиваются от аналитического нуля на поверхности (0 - 20 м) до, соответственно, 9 µM и 0,7 µM на горизонте 30 м. Воды внешнего шельфа образуются за счет вод Куросио (субтропических вод) и характеризуются повышенными температурами и соленостями, слабой стратификацией и низкими концентрациями биогенных элементов и хлорофилла а в верхнем 100 м слое (рисунок 1.4). Распределение растворенного кислорода по глубине в поверхностном слое однородно. В летний период воды центрального шельфа характеризуются более глубоким верхним перемешанным слоем (0 - 30 м) и повышенной глубиной залегания нитроклина (50 - 80 м) по сравнению с водами внутреннего шельфа.

Вертикальное распределение концентрации хлорофилла а имеет максимум (~50 м) расположенный в слое скачка биогенных элементов (нитроклин).

На рисунке 1.5 показаны межгодовые изменения температуры, солености, относительной плотности, растворенного кислорода, нитратов, фосфатов и концентрации хлорофилла а в поверхностном слое вод центральной и южной областей Японского моря (сентябрь-октябрь) и северной области Восточно-Китайского моря (август). В период с 1978 по 2008 г. наблюдалась статистически значимая ( = 0,05) корреляция (r = 0,59 – 0,61) между временной изменчивостью температуры, солености и относительной плотности на горизонте 50 м в южной части Японского моря и северной части Восточно-Китайского моря.

В центральной части Японского моря наблюдалось увеличение температуры (0,14 ± 0, ( = 0,10)C год-1) и снижение солености (-0,005 ± 0,004 год-1). С конца 1970-х годов по начало годов температура морской воды увеличилась на ~ 4 C. Понижение относительной 2000-х плотности (-0,03 ± 0,01 кгм-3год-1) с 1978 по 2008 г.г. способствовало повышение стратификации в поверхностном слое вод. В центральной и южной областях Японского моря содержание растворенного кислорода понижалось на -1,0 ± 0,3 µмоль кг-1 год-1.

Величина первичной продукции в водах Мирового океана определяется благоприятным сочетанием концентраций макро (P, N, Si) и микроэлементов (Fe, Zn), интенсивности фотосинтетически активной радиации, температуры, стратификации и т.д. С 1978 по 2008 г. в поверхностном слое вод центральной части Японского моря концентрация фосфатов (Р) понижалась на 0,004 ± 0,003 ( = 0,10) концентрация нитратов (N) увеличивалась на 0,05 ± 0,05 ( = 0,10) µмоль кг-1 в год. Соотношение между нитратами и фосфатами (N : P соотношение) возросло с 9 в 1984 г. до 14 в 2005 г.

= 30-32N, = 124-126E, = 30-32N, = 126-128E, Рисунок 1.4- Распределение по глубине солености, относительной плотности, концентрации растворенного кислорода, нитратов, фосфатов и концентрации хлорофилла в Восточно-Китайском море (август 1988 г., август 2006 г.).

Соленость Рисунок 1.5- Межгодовые изменения температуры (а), солености (б), относительной Межгодовые вариации биомассы фитопланктона может быть оценено по изменению концентрации хлорофилла а. С 1978 по 1988 г. в центральной и южной областях Японского моря наблюдались низкие концентрации хлорофилла а в слое 0 - 30 м (~0,1 µг л-1) и ее значительное понижение (с ~0.7 µг л-1 до ~0.05 µг л-1) на горизонте 50 м. С 1989 по 2008 г. концентрации хлорофилла а на горизонте 50 м и в слое 0 - 30 м были 0,2 – 0,4 µг л-1. За период наблюдений (1978 – 2008 гг.), осредненная в слое 0-100 м, концентрация хлорофилла а не показала статистически значимых трендов. Повышение концентрации хлорофилла а в слое 0 - 30 м (15м) (рисунки 1.5г, 1.5з) происходило за счет ее понижения на горизонте 50 м (Схлор. a – Схлор.

a15м ~ -0,012 µг л-1 год-1). Сравнение спутниковых и экспедиционных данных по хлорофиллу показало, что спутниковые данные завышены относительно измеренных на ~20%.

Наблюдаемые тенденции к повышению температуры и N:P соотношения и понижению концентраций растворенного кислорода и Р в поверхностном слое вод Японского моря согласуются с трендами в физических и химических параметрах морской воды в соседних с Японским морем, Желтом и Восточно-Китайском морях [12]. Среднегодовая и средняя за летний период концентрация растворенного кислорода и N : P соотношение в Желтом море, соответственно, понижается (2,4 – 3,3 µмоль кг-1 год-1) и повышается (0,32 – 0,64 год-1) более значимо, чем в Японском море. Для Желтого и Восточно-Китайского морей повышение температуры (среднегодовой и средней за летний период) в поверхностном слое вод менее значимо (0,06 – 0,07C год-1 и 0,01C год-1) чем для Японского моря (0,14C год-1) в осенний период.

С середины 80-х годов наблюдается увеличение концентраций неорганического азота, фосфора и соотношения между N и Р в прибрежных водах Восточно-Китайского моря, обусловленное антропогенной нагрузкой на воды р. Янцзы (использование химических удобрений, увеличение бытовых стоков и т.д.) [13]. С 1960 по 1990 г. поступление N с водами р.

Янцзы в Восточно-Китайское море возросло в десять раз. С 1985 по 1998 г. в прибрежных водах ВКМ концентрация нитратов увеличилась в два раза [14]. Наши результаты [6] показали, что в результате притока вод из Восточно-Китайского моря в верхнем 300 м слое южной части Японского моря наблюдается возрастание N: P соотношения. В поверхностном слое вод южной и центральной областей Японского моря (рисунок 1.6г) и в Желтом и Восточно–Китайском морях повышение N:P соотношения обусловлено увеличением концентрации N и снижением концентрации Р. Снижение концентрации Р происходит за счет увеличения использования вод р.

Хуанхэ и Янцзы в мелиорации [12].

Межгодовые вариации расходов вод Восточно-Китайского моря через Цусимский пролив влияют на физические и химические параметры и биологическую активность и концентрацию хлорофилла-а в водах Японского моря (рисунок 1.6). Наблюдаются статистически значимые корреляции (r = 0.5 - 0.7) между расходом вод через Цусимский пролив и температурой, N:P соотношением, содержанием растворенного кислорода и концентрацией хлорофилла а в поверхностном слое вод южной и центральной областей Японского моря. Понижение концентрации растворенного кислорода на горизонте 50 м в Японском море (рисунок 1.6в) обусловлено притоком высокотемпературных, низкокислородных вод из Восточно–Китайского моря и уменьшением его продуцирования (снижение концентрации хлорофилла на горизонте 50 м (рисунок 1.5г). Источник растворенного кислорода для глубинных вод Японского моря – это поверхностный слой вод, где происходит обмен кислородом между морской водой и атмосферой и его продуцирование в процессе фотосинтеза. Дополнительно к адвекции низкокислородных вод, понижение концентрации растворенного кислорода на горизонтах 500 и 1000 м в водах Японского моря [6] может быть вызвано возрастанием стратификации в поверхностном слое вод и снижением вентиляции в зимний период.

Согласно Ямада [15], усиление/ослабление ветров приводит к более позднему/раннему наступлению весеннего цветения планктона в южной части Японского моря. В работе [8] было предложено, что увеличение притока вод ВКМ приводит к более раннему переходу к летним условиям окружающей среды и подавлению интенсивного роста фитопланктона в Японском море в весенний период. Статически значимая ( = 0,05) корреляции между расходом вод через Цусимский пролив и концентрацией хлорофилла а в поверхностном слое вод Японского моря в осенний период (рисунок 1.6д), по-видимому, связана с увеличением/уменьшением адвекции биогенных элементов и клеток фитопланктона из ВКМ.

Увеличение притока вод прибрежных вод (воды внутреннего шельфа) ВКМ через западную часть Цусимского пролива с 1990 по 2008 г. (рисунок 1.6а) могло привести к понижению концентрации хлорофилла а на горизонте 50 м и ее возрастание в слое 0 - 30 м Японского моря. Пространственная изменчивость концентрации хлорофилла а в южной и центральной областях Японского моря определяется траекторией движения Восточно-Корейского течения.

Строительство плотин привело к значительного снижению твердого стока р. Янцзы и концентрации растворенного кремния (Si) в прибрежных ВКМ [14]. Повышение концентрации N и снижение концентраций Si и P до критических величин ( 0,2 µмоль кг-1) может вызвать сдвиг в видовом составе фитопланктона и замену диатомей динофлагеллятами и цианофитами [16] и, как следствие, к понижению концентрации хлорофилла а. Анализ данных, полученных за период с 1978 по 2008 гг., не показывал статистически значимых изменений концентраций хлорофилла-а, осредненных в слое 0 - 100 м в исследуемом районе Японского моря в осенний период.

Т°С NО3/PO4(моль/моль) Шимоносеки – ст. Ульсан; II- ст. Модзи, ст. Шимоносеки – ст. Хакодате) (а); межгодовые изменения температуры (б), концентрации растворенного кислорода (в), азот- фосфорного отношения (NO3/PO4) (г) на горизонте 50 м в Японском море ( = 36.0-39.5N, = 132-137E) и межгодовые изменения концентрации хлорофилла (д) в поверхностном слое Японского 1.2 Динамика химических параметров и концентрации хлорофилла а в водах прикурильского района Охотского моря.

В летний период верхний слой вод Охотского моря обеднен биогенными элементами.

Зоны с высокой биологической продуктивностью (районы Курильских и Шантарских островов, залив Шелихова, банка Кашеварова (рисунок 1.7)) - это области с интенсивным перемешиванием вод, где происходит приток биогенных элементов в верхний фотический слой. Одни из основных источников энергии, которые генерирует перемешивание вод в Охотском море – это приливы. На шельфе, подводных возвышенностях и в проливах диссипация кинетической энергии приливов за счет придонного трения, приводит к формированию перемешанных по вертикали зон с резкими фронтальными границами, которые называются фронтами приливного перемешивания. Фронты приливного перемешивания, разделяющие стратифицированные и перемешанные области, характеризуются значительными перепадами физических и химических параметров морской воды.

Данные спутникового мониторинга показывают, что на границах приливных фронтов в прикурильском районе Охотском море наблюдаются аномально высокие концентрациями хлорофилла-а в поверхностном слое вод.

Рисунок 1.7- Обзорная карта Охотского моря. Район исследования Результаты численного моделирования показывают, что на приливных фронтах может развиваться бароклинная неустойчивость, которая приводит к формированию субмезомасштабных (горизонтальный масштаб ~10 - 30 км) и мезомасштабных (горизонтальный масштаб ~100 км) антициклонических и циклонических вихрей. Несмотря на целый ряд работ по моделированию физических процессов в прикурильском районе Охотского моря [17, 18], на многие вопросы, связанных с динамикой вод, не удается получить точных и убедительных ответов. В некоторой степени это связано с тем обстоятельством, что термохалинная и гидрохимическая структуры вод субмезомасштабных вихрей в прикурильском районе Охотского моря до настоящего времени не исследованы. Не оценен вклад вихрей в перенос биогенных элементов и поддержание высокой первичной продукции.

Основная цель проводимых нами исследований : это оценка влияния приливов и мезомасштабных и субмезомасштабных вихрей на динамику химических параметров и концентрацию хлорофилла-а в водах прикурильского района Охотского моря. В нашей работе использовались данные спутникового дистанционного зондирования (многоканальный спектрорадиометр MODIS, установленный на ИСЗ Terra и Aqua, сканер цвета морской воды SeaWiFS спутника SeaStart) и судовых наблюдений (материалы комплексных морских экспедиций ДВО РАН, СахНИРО и ТИНРО - Центра).

Контрастные снимки поверхностной температуры (радиометр AVHRR) (рисунок 1.8) показали, что мезомасштабные антициклонические вихри и субмезомасштабные циклонические вихри определяют водообмен между зоной приливного перемешивания прикурильского района и открытыми водами Курильской котловины Охотского моря. В поверхностном слое зоны приливного перемешивания прикурильского района, в центрах и на перифериях АЦ и Ц в зимний период (рисунок 1.8а) наблюдаются теплые воды. В летний период (рисунок 1.8б) «теплая» зона приливного перемешивания превращается в «холодную». Это происходит потому, что подповерхностные тихоокеанские воды, поступающие через Курильские проливы в Охотское море, и подповерхностные охотоморские воды характеризуются более высокими/низкими температурами, чем поверхностные воды Охотского моря в зимний/летний периоды.

Поверхностные воды прикурильского района Охотского моря, образующиеся в результате вертикального перешивания, имеют более высокую/низкую поверхностную температуру в зимний/летний сезоны по сравнению с водами Охотского моря. В августе-сентябре границы областей с относительно высокими, для Охотского моря в целом, концентрациями хлорофилла а совпадала с положением фронта приливного перемешивания. По спутниковым данным (SeaWiFS, 2002-2010гг.) (рисунок 1.8в, г), языки вод с высокими концентрациями хлорофилла а (1-3 мкг/л) наблюдались вдоль приливного фронта, на границах и внутри АЦ и Ц вихрей (47,0- 48,2 с.ш., 150,5 - 152,0 в.д.).

48. 47. 47. Рисунок 1.8- Распределение температуры (а-г) и концентрации хлорофилла-а (в, г) в поверхностном слое морской вод (данные SeaWiFS и Aqua/MODIS) Охотского моря. Темные (светлые) оттенки характеризуют области с повышенной (пониженной) температурой.

Пунктирными линиями выделены зоны антициклонических (АЦ) и циклонических (Ц) вихрей.

В западной части Курильской котловины Охотского моря ( 150,5 в.д.) за этот же период времени спутниковые концентрации хлорофилла а составляли 0,5 мкг/л. Динамические высоты (0/1000 дбар), рассчитанные по CTD- данным, в центрах мезомасштабных антициклонов и субмезомасштабных циклонах были равны, соответственно, 12,0 – 12,6 дин. см и 10,2 – 10,8 дин.

см.

растворенного кислорода и кремния по глубине в Охотском море, западной части тихоокеанской субарктики и в проливах Буссоль и Крузенштерна. Проливы Буссоль и Крузенштерна во многом определяют водообмен между Охотским морем и Тихим океаном. Это самые широкие (83 и км), глубокие глубины порога равны, соответственно, 2320 и 1920 м) и наибольшие по площади поперечного сечения (43 и 24 % от общей суммы поперечных сечений) из проливов Курильской гряды.

- тихоокеанская субарктика, Охотское море: - зона Курильской котловины, -антициклонический вихрь, - циклонический вихрь.

Рисунок 1.9а- TS-кривые. Август 1994 г., апрель-май 1995 г. и февраль – март 2003 г.

В проливах Курильской гряды происходит смешение тихоокеанских (теплые, соленые воды с низким содержанием растворенного кислорода) и охотоморских (низкие величины температуры и солености и высокое содержание растворенного кислорода) вод. Все TS-кривые, полученные в прикурильском районе Охотского моря, расположены между типичными кривыми для западной тихоокеанской субарктики (зона Восточно-Камчатского течения) и Курильской котловины Охотского моря. Воды, прикурильского района, в верхней части промежуточного слоя по TS-характеристикам ближе к водам Охотского моря. Наибольшие глубины залегания изопикн приурочены к центрам АЦ. Ядра АЦ – теплые с относительно высоким содержанием растворенного кислорода в 300 - 1000 м слое вод. Содержание основных биогенных элементов (P, N, Si), в верхнем 1000 м слое вод западной части тихоокеанской субарктики, значительно выше, чем в Охотском море. Согласно нашим расчетам [19], воды тихоокеанской субарктики – это основной источник биогенных элементов для Охотского моря.

Относительная плотность, кг м-3 Относительная плотность, кг м - тихоокеанская субарктика, - Охотское море (зона Курильской котловины);

прикурильский район Охотского моря: -антициклонический вихрь, - циклонический вихрь, +,, | - проливы Буссоль и Крузенштерна.

Рисунок 1.9б- Распределение относительной плотности, растворенного кислорода и кремния по глубине (август 1994 г., апрель-май 1995 г. и февраль – март 2003 г.).

Потенциальная завихренность (Q = -1··/z (10-11, м-1· с-1)) обладает консервативностью в океанических круговоротах и может быть использована в качестве трассера для исследования циркуляции вод. Охотоморские промежуточные воды характеризуются минимумом потенциальной завихренности в слое между изопикнами 26,75 – 26,85s (Q ~7·10-11 м-1 с-1).

Минимум Q показывает, что слой между этими изопикническими поверхностями более однороден по плотности, по сравнению с выше- и нижележащими водами. Для вод тихоокеанской субарктики наблюдается убывание Q с глубинной (увеличением плотности) в промежуточном слое вод (s = 26,70 – 27,20). Вертикальное распределение Q в центре АЦ в Курильской котловине Охотского моря характеризуются минимумом Q ~2 - 3·10-11 м-1 с-1 совпадающим с глубиной залегания изопикны 26,80s (ядро АЦ) и максимумом Q ~15·10-11 м-1с-1 (s ~27,0 – 27,1). Для субмезомасштабных циклонов, наблюдаемых в прикурильском районе Охотского моря, характерно квазиоднородное распределение Q ~8·10-11 м-1 с-1 на изопикнах в пределах промежуточного слоя вод (s ~26,7 – 27,2).

Анализ вертикальных профилей плотности, растворенного кислорода и кремнекислоты изопикнических поверхностях, позволяет сделать вывод о том, что ядра АЦ и Ц в прикурильском районе Охотского моря образованы за счет смешения тихоокеанских и охотоморских вод в проливах Курильской гряды (проливы Крузенштерна и Буссоль). Один из механизмов, который может приводить к формированию «АЦ и Ц типа вод» – это турбулентное перемешивание у дна и у боковых границ в проливах за счет сдвига скорости приливных течений. На рисунке 1. представлены вертикальные профили температуры, солености, биогенных элементов (Р, Si) и концентрации хлорофилла а в прикурильском района Охотского моря в летний период. В июлеавгусте вертикальное распределение концентрации хлорофилла а в зоне Курильской котловины Охотского моря имеет максимум, совпадающий с глубинной залегания слоя скачка биогенных элементов (горизонт 20 - 30 м). Приливное перемешивание на шельфе и в проливах значительно увеличивают соленость и концентрацию биогенных элементов в верхнем 30 м слое вод прикурильского района Охотского моря (рисунок 1.11). Поверхностные воды Курильской котловины Охотского моря характеризуется пониженными соленостями (~32,0 - 32.6). За счет интенсивного перемешивания, воды прикурильского района имеют повышенные величины солености (S ~33,0-33,3). В слое 0 - 30 м средние концентрации фосфатов, силикатов и нитратов в зоне приливного перемешивания (P ~1,8 – 2,0 µмоль кг-1, N ~20 - 30 µмоль кг-1, Si ~40 - 60 µмоль кг-1) в несколько раз превышают концентрации биогенных элементов в стратифицированной части Курильской котловины Охотского моря в зимний (P ~1,0 µмоль кг-1, N ~10 µмоль кг-1, Si ~ µмоль кг-1) и летний (P ~0,2 µмоль кг-1, N ~2 µмоль кг-1, Si ~4 µмоль кг-1) периоды (рисунок 1.11).

За счет интенсивного приливного перемешивания вод увеличивается концентрация биогенных элементов, но понижается концентрация хлорофилла а за счет выноса клеток фитопланктона за пределы фотического слоя (0-50 м) (T 4C, рисунки 1.11б, 1.11г).

Уменьшение перемешивания вод способствует значительному увеличению биомассы фитопланктона и повышению концентраций хлорофилла, и снижению содержания биогенных элементов (5C T 8C, рисунки 1.11б, 1.11г). Нами показано, что августе-сентябре изменения в величинах фотосинтетически активной радиации (ФАР) оказывают значительное влияние на концентрацию хлорофилла а в северной части Охотского моря [20]. Суммарный эффект приливного перемешивания на биомассу фитопланктона и концентрацию хлорофилла а определяется глубинной верхнего перемешанного слоя вод и величиной ФАР.

Мезомасштабные и субмезомасштабные вихри обеспечивают перенос вод с высоким содержанием биогенных элементов в поверхностном слое (рисунок 1.10) из зоны интенсивного приливного перемешивания в открытую часть Охотского моря (зона Курильской котловины). За счет этого процесса в глубоководной части Охотского моря в сентябре наблюдаются повышенные концентрации хлорофилла а (рисунки 1.8в, г).

1.3 Изменение общей щелочности в тихоокеанской субарктике и Охотском море.

Общая щелочность - карбонатный параметр морской воды, определяемый избытком оснований (акцепторы протонов) над кислотами (доноры протонов) [21]. Изменения общей щелочности в морской воде обусловлены осадками/испарением, образованием/таянием льда, образованием/растворением карбонатов и синтезом-разложением органического вещества.

Основной источник общей щелочности (ТА) для поверхностного слоя вод– это поступление глубинных вод с высокими величинами ТА и сток рек.

В тихоокеанской субарктике общая щелочность, в отличие от других карбонатных параметров морской воды (рН и общего неорганического углерода), не подвержена значительным внутригодовой изменчивости, вызываемой сезонностью биологической активности и обменом СО2 между атмосферой и морской водой. Для устранения эффектов разбавления или концентрирования, обусловленных осадками/испарением, таянием/образованием льда, величины ТА приводятся к солености 35 (nTA = TA/S 35). Влияние синтеза – разложения органического на общую щелочность учитывается использованием потенциальной щелочности (PA = nTA + 0. nNO3, где NO3 - концентрация нитратов) [22]. Различия в потенциальной щелочности между поверхностными и глубинными водами вызваны образованием карбонатов в фотическом слое (0м) и их растворением на глубине.

В верхнем 50 метровом слое вод (s = 26,0 – 26,4) (рисунок 1.12в) наблюдается увеличение РА от ~2365 моль кг-1 в восточной субарктике до ~2390 моль кг-1 в западной части тихоокеанской субарктике и Охотском море (зона Курильской котловины). Различие в РА между восточной и западной частями тихоокеанской субарктики обусловлено отличием в экспорте карбонатов из фотического слоя (0 - 50 м); и плотностной стратификацией на границе между поверхностными и промежуточными водами. Поток карбонатов на глубине 1000 м в западной (46N, 155Е and 50N, 165E) и восточной (50N, 145W) частях тихоокеанской субарктики равен, соответственно, ~0,13 моль м-2 год –1 и ~0,19 моль м-2 год –1 [23].

Используя приведенные в работе [24] уравнения, получаем, что поток карбонатов на нижней границе поверхностного слоя (глубина 100 м) в западной и восточной частях тихоокеанской субарктики равен, соответственно, ~0,4 моль м -2 год поддержания содержания потенциальной щелочности в поверхностном слое в стационарном состоянии необходимо, чтобы экспорт карбонатов из фотического слоя компенсировался притоком РА из промежуточного слоя вод. Повышенный экспорт карбонатов и значительная соленостная (и плотностная) стратификация вод (рисунок 1.12а), обуславливают более низкие величины РА в поверхностном слое и более высокую разницу в РА между поверхностным и промежуточным слоями (рисунок 1.12в) восточной части тихоокеанской субарктики по сравнению с западной частью. Однородное распределение солености и общей щелочности в слое 0 – 200 м (s = 26,0 – 27,0) юго-восточной части Берингова моря, по-видимому, обусловлено приливным перемешиванием вод в Алеутских проливах.

Влияние речного стока Охотское море подвержено значительному речному стоку. В Охотском море поступление пресных вод с речным стоком составляет приблизительно 600 км3 [25]. Основной вклад в речной сток вносит р. Амур (~400 км3). Содержание общей щелочности в водах р. Амур зависит от среднегодового стока) до 350-400 моль л-1 в июне-сентябре (~60% среднегодового стока) и затем возрастает до 600 -800 моль л-1 в октябре-ноябре (~15% среднегодового стока) (данные Хабаровского метеоцентра). Смешение вод р. Амур и вод Охотского моря и выделение рассолов при льдообразовании приводит к формированию на северо-западном шельфе Охотского моря вод с величинами nTA равными ~2400 моль кг-1 в диапазоне соленостей 33,1 – 33,3.

Распределение РА на изопикнах В глубинном слое вод (s = 27.5) распределение РА в тихоокеанской субарктике и Охотском море однородно (РА= 2460 3 моль кг-1). В промежуточном слое вод (s = 26.8) величина РА в западной части тихоокеанской субарктики и Охотском море превышала величину РА в восточной субарктике на 8 моль кг-1 (рисунок 1.12в). Различие в величине РА между восточной и западной частями тихоокеанской субарктики (РА) в несколько раз меньше различий в растворенном кислороде (~ 150 моль кг-1) и общем неорганическом углероде (~ -50 моль кгОсновываясь на величине РА, можно предположить, что увеличение притока вод Аляскинского течения в западную часть тихоокеанской субарктики должно приводить к незначительному уменьшению РА и увеличению температуры на изопикнах в промежуточном слое Восточно-Камчатского течения, течения Ойясио и в Курильской котловине Охотского моря.

В работе [26] было показано, что в период с 1999/2000 по 2006 гг. на изопикнах 26,5 – 26,8s в зоне Курильской котловины Охотского моря РA увеличилась на ~ 15 моль кг-1 и температура повысилась на ~ 0,08 C-1.

Источник вод с высокими величинами РА и температурами для промежуточных вод западной части тихоокеанской субарктики и Охотского моря – это воды Берингова моря (рисунок 1.12в). Зависимость между РА и соленостью (рисунок 1.12г) демонстрирует, что трансформация вод Аляскинского течения (восточная тихоокеанская субарктика) в проливах Алеутской гряды и в Беринговом море приводит к обогащению верхнего промежуточного слоя (S = 33,4 – 33,9) потенциальной щелочностью. В работе [27] показано наличие высоких энергий диссипации приливной энергии (за счет трения о дно) в районах проливов Алеутской гряды и материкового склона Берингова моря. Распределение температуры и потенциальной щелочности на изопикнах на разрезе Тихий океан - Берингово море представлено на рисунке 1.13. Приливное перемешивание в проливах Алеутской гряды приводит к возрастанию температуры и величин РА на изопикнах 26,5 – 27,0s в Беринговом море.

На рисунке 1.14 показано распределение потенциальной щелочности, растворенного кремния и растворенного кислорода на изопикне 26.8s, представляющей верхний промежуточный слой вод (26,7 – 26,9s), в тихоокеанской субарктике, Беринговом и Охотском морях. Распределение по глубине растворенного кремния (SiO2) в морской воде определяется поглощением кремнекислоты в поверхностном слое диатомовым фитопланктоном в процессе фотосинтеза и растворением кремния в глубинных и придонных слоях. Трансформация вод Аляскинского течения в Алеутских проливах и в Беринговом море сопровождается повышением величин РА, концентраций SiO2 и растворенного кислорода в промежуточном слое вод.

Продвижение субарктических вод вдоль изопикны 26,8s из Берингова моря в западную часть тихоокеанской субарктики и в Охотское море сопровождается понижением температуры, уменьшением РА и концентрации SiO2 и увеличением содержания растворенного кислорода.

Перешивание вод в Курильских проливах повышает величину РА и концентрацию SiO2 в промежуточном слое вод (рисунки 1.14а, 1.14б, S 33,55 – 33,58). Для западной части тихоокеанской субарктики наблюдается значительный разброс в распределении РА на изопикне 26.8s. Неоднородное распределение РА обусловлено различными источниками вод в данном районе океана. Воды западной субарктики образованы водами Аляскинского круговорота, которые переносятся на запад вдоль Алеутских островов продолжением Аляскинского течения, и водами, поступающими из Берингова моря через Камчатский пролив. Последние, вследствие трансформации в Беринговом море, характеризуются более высокими величинами РА и SiO2 на изопикнах, чем воды продолжения Аляскинского течения.

По мере распространения на север в Тихом океане глубинных и придонных антарктических вод в них происходит накопление биогенных элементов при одновременном уменьшении концентрации растворенного кислорода [28]. В работе [29], 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 вод. 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.

PA, µмоль кг- SiO2, µмоль кг O2, µмоль кг- Рисунок 1.14- Зависимости между потенциальной щелочностью, кремнекислотой и растворенным кислородом и соленостью на изопикне 26.8s. Стрелками показано направление движения вод в тихоокеанской субарктике.

Наши результаты указывают на проливы Алеутской гряды и Берингово море, как на зоны, где происходит «возврат» растворенного кремния из глубинного в промежуточный и поверхностный слои морской воды. Смешение вод в Алеутских проливах сопровождается увеличением потока тепла из поверхностного в глубинные слои морской воды, что приводит к повышению температуры и, следовательно, к увеличению солености, РА и SiO2 на изопикнах в промежуточном слое вод.

В западной субарктике и Охотском море, вследствие существования дихотермального слоя (рисунок 1.12б) и отрицательного потока тепла из поверхностного в глубинные слои ;

наблюдается понижение температуры и снижение солености, РА и SiO2 на изопикнах в верхнем промежуточном слое вод (рисунки 1.14а, 1.14б).

Можно предположить, что 18,6-летняя изменчивость в амплитуде и скоростях приливов в Алеутских и Курильских проливах, вызывающая межгодовые вариации в солености и концентрациях растворенного кислорода, оказывает влияние на распределение РА и SiO2 в западной части тихоокеанской субарктики, Беринговом и Охотском морях. Результаты модельных расчетов, представленные в работе [27], показывают, что с 1997 по 2006 гг. поток приливной энергии через пролив Амчитка (центральная часть Алеутской гряды), увеличился на ~36 %.

Диссипация приливной энергии для некоторых областей Берингова моря между июлем 1997 г. и июлем 2006 г. возросла на 60%. Повышенные величины PA (2405 - 2415 моль кг-1) на изопикнах 26.7 - 26.9s в Беринговом море в 2007 г. и увеличение nTA на ~15 моль кг-1 в Охотском море между 1999/2000 и 2006 гг., представленное в работе [26], по-видимому, обусловлены увеличением интенсивности приливного перемешивания в Беринговом море, в Алеутских и Курильских проливах в 2006 г.

1.4 Методика измерения рН поверхностных вод по ходу движения корабля на примере Японского и Наиболее эффективным подходом к изучению парциального давления углекислого газа поверхностных вод является метод непрерывной регистрации характеристик по ходу движения судна с помощью проточной системы. В этом случае поток поверхностных вод поступает в эквилибратор, где проточная вода уравновешивается с небольшим потоком атмосферного воздуха, который анализируется на содержание в нем углекислого газа инфракрасным (ИК) анализатором.

Недостатками этого подхода является высокая стоимость газовых стандартов, громоздкость оборудования, осложнения работы эквилибратора в связи с присутствием органической и неорганической взвеси. Поэтому наряду с прямыми измерениями рСО 2, широко используются косвенные подходы измерения парциального давления СО2, которые основываются на измерениях рН морской воды в проточной системе.

Нами разработан метод потенциометрического измерения рН в потоке с ячейки без жидкостного соединения (Б) [30]:

Здесь Na+-СЭ – стеклянный электрод, чувствительный к иону натрия. Электродвижущая сила (ЭДС) ячейки (А) обладает устойчивыми характеристиками во времени, поскольку отсутствует потенциал жидкостного соединения. Помимо непрерывных измерений в потоке рН, температуры и солености, дискретно отбирались пробы воды для измерения щелочности.

Нормализованная щелочность ( N TA 35/S ) поверхностных вод. Совокупность данных рН измерений, температуры, солености и нормализованной щелочности позволяет рассчитать парциальное давление поверхностных вод (рСО2).

Установка по непрерывному исследованию верхнего слоя морской воды состояла : из насоса, который нагнетал морскую воду с глубины 4 метра, термосоленографа SBE–45, с внутренним датчиком солености (электропроводности) и двумя датчиками температуры (один – внутри прибора, другой – внешний датчик, установленный перед насосом), GPS (GARMIN) – система, регистрирующая положение корабля, измерительная система рН и компьютер, собирающий в общий файл всю информацию с дискретностью 10 с. Измерения ЭДС ячейки (А) проводили с точностью 0,1мВ рН-метром модель 920 фирмы “Orion”, который имел два высокоомных входа. Ежедневно ячейка калибровалась с использованием буферного раствора TRIS-TRISHCl-NaCl, состав которого был калибровок приведены на рисунке 1.15, которые показывают линейную зависимость E S от температуры. Расчет рН в шкале “общей концентрации водородных ионов” проводился с помощью уравнения:

lg[ H (X)]t log( 0.4) log 13.387 S /(1000 1.00511 S ) lg(1 0.00100511 S ) Здесь, подстрочные индексы “t” и “S”, указывают, что измеряемая величина соответствует температуре “t” и стандартному буферному раствору, соответственно; надстрочный индекс ”P” указывает, что параметры отнесены к шкале ”Питцера” [30]; Т – температура в шкале Кельвина;

ES, E X - ЭДС ячейки (A) при температуре t, в стандартном буферном растворе и морской воде, соответственно; S – соленость морской воды; [ p(aH / Na ) S ]t - значения буферного раствора TRISP P TRISHCl-NaCl даны в работе [30]. Для используемого состава буферного раствора, зависимость стандартных значений от температуры определяется эмпирическим уравнением:

ES, мВ Измерения проводились 04.11.09 (черные треугольники) и 09.11.09 (открытые кружочки).

Рисунок 1.15 - Зависимость ЭДС ячейки (Б) от температуры, измеренная в стандартном растворе TRIS+TRISHCl+NaCl состав которого был mB mBH 0,04 ; mNaCl 0,4.

Коэффициенты активности ионов водорода и натрия в морской воде в шкале Питцера были рассчитаны как функция солености (ионной силы) и температуры [30]. Расчет рН по уравнению (1.4.1) дает значения, соответствующие температуре потока морской воды в измерительной системе. Однако, температура, измеренная внешним датчиком, как правило, была ниже на 0.6 – 1оС. Используя щелочность, рассчитанную из NTA и солености, измеренной термосалинографом, и вычисленные по уравнению (1.4.1) значения рН, были выполнены расчеты рН и pCO2 для температуры in situ.

Ячейка (А) обладает очень устойчивым потенциалом во времени в сравнении с ячейкой (А). Поэтому эта ячейка может длительное время не калиброваться. На рисунке 1.15 показаны результаты двух калибровок ячейки (А), перед началом экспедиции в заливе Петра Великого и после. Максимальное расхождение между калибровками, сделанными 4 и 9 ноября, составляло 0,3 мВ для температуры 10оС. Такое расхождение в значениях ЭДС приводит к ошибке 0,005 ед.

рН или к ошибке 5мкатм для рассчитанных значений рСО2. Шум измеряемой ЭДС, как правило, симал AZeb\ fA не превышает 0,2 мВ, что соответствует 0,004 ед. рН или 4 мкатм в парциальном давлении СО2. Именно эти значения нами приняты как ошибки в измерениях рН и рСО2, соответственно.

Результаты исследования для залива Петра Великого, проведенные в ноябре 2009 года показаны на рисунке 1.16 [31]. Распределение всех параметров показывает высокую их изменчивость на относительно небольшой акватории залива. Распределение рСО2 (рисунок 1.16в) показывает, что в исследуемый период поверхностные воды залива являются стоком для атмосферного углекислого газа.

З Точки обозначают положение станций, пунктирная линия проходит через станции, по которым строился вертикальный разрез гидрохимических свойств.

Рисунок 1.16- Распределения температуры (оС) – (а), солености (‰) – (б) и парциального давления углекислого газа (мкатм) – (в) в поверхностном горизонте залива Петра Великого, полученные на основе непрерывных измерений t, S и ЭДС ячейки (Б) в проточной системе в период с 4 по 9 ноября 2009 г. pCO2b (мкатм) – (г) изменения парциального давления углекислого газа, обусловленные образованием/разложением органического вещества.

Иначе говоря, парциальное давление СО2 поверхностных вод меньше величины мкатм, соответствующей парциальному давлению углекислого газа атмосферы для 2009 года.

Существуют две причины низких значений парциального давления углекислого газа поверхностных вод. Одна из них обусловлена процессом охлаждения поверхностных вод, характерным для данного сезона. Другая причина – фотосинтез.

Рисунок 1.17 - Распределение (а) температуры, (б) солености, (в) pHin-situ и (г) pCO2 в поверхностных водах вдоль движения корабля. НИС “Академик М.А. Лаврентьев”, разрезы:

пролив Фриза –Магадан 9 – 30 сентября, 2007г. и о. Сахалин – Владивосток 6 – 26 октября, 2007г.

При фотосинтезе на образование органического вещества из морской воды извлекается двуокись углерода, в результате чего уменьшается парциальное давление углекислого газа.

Качественный вклад этих двух процессов (охлаждение и фотосинтез) в понижение рСО 2 показал, что в результате охлаждения поверхностных вод произошло уменьшение парциального давления углекислого газа для всей акватории залива примерно на 50 мкатм относительно равновесного значения (380 мкатм). Дополнительное уменьшение/увеличение парциального давления углекислого газа обусловлено образованием/разложением органического вещества. Этот биологический вклад в изменение парциального давления углекислого газа, относительно равновесия показан на рисунке 1.16г. С помощью данной методики, исследовались поверхностные воды Охотского моря на пути движения корабля от о. Сахалин до г. Владивосток и на разрезах от Курильского пролива Фриза до северного шельфа (г. Магадан) и обратно.

пролив Фриза – Магадан (красная линия) и Магадан – пролив Фриза (черная линия) 9 – сентября, 2007г.

Рисунок 1.18 - Распределение (а) температуры, (б) солености, (в) pHin-situ и (г) pCO2 в Результаты показаны на рисунках 1.17, 1.18. Особенно впечатляет прямой и обратный путь от Курил до Магадана. Из рисунка 1.18 можно сделать вывод о высокой надежности получаемых результатов, поскольку две кривые фактически повторяют друг друга. Высокие значения рСО2 (около 500 мкатм) соответствуют месту прохождения кораблем пролива Фриза, где существует высокое вертикальное перемешивание вод. По этой же причине наблюдаются здесь же низкие температуры. На северном шельфе Охотского моря отмены низкие значения парциального давления углекислого газа (менее 200 мкатм), что объясняется высокой биопродуктивностью этих вод.

а) Исследование пространственно - временной изменчивости концентраций химических параметров и хлорофилла а в водах Японского моря показало, что увеличение поступления вод Восточно-Китайского моря через Цусимский пролив приводит к возрастанию температуры, понижению солености и содержания растворенного кислорода в поверхностном слое вод Японского моря в осенний период. Установлено, что с 1978 по 2008 гг. в центральной части Японского моря в осенний период наблюдались тенденции к повышению содержания растворенного неорганического азота (N), уменьшению неорганического фосфора (P) и снижению концентрации хлорофилла а на горизонте 50 м и его увеличению в слое 0 - 30 м. Наблюдаемые тенденции в N, P и концентрации хлорофилла а объясняются усилением влияния прибрежных вод Восточно-Китайского моря, подверженных значительной антропогенной нагрузке, на воды центральной части Японского моря.

б) Исследование пространственно-временной изменчивости концентраций физических и химических параметров морской воды и концентрации хлорофилла а в прикурильского района Охотского моря показало, что высокие концентрации биогенных элементов и хлорофилла а в мезомасштабных (горизонтальный масштаб ~ 100 км) и субмезомасштабных (горизонтальный масштаб ~ 10 км) вихрей. Приливное перемешивание обеспечивает приток биогенных элементов (соединения азота, фосфора и кремния) в верхний фотический слой. Мезомасштабные и субмезомасштабные вихри осуществляют перенос биогенных элементов из зоны интенсивного приливного перемешивания в глубоководную часть моря (зона Курильской котловины).

Установлено, что формирование физических и химические параметров вод и термохалинной и прикурильском районе Охотского моря происходит в результате смешения охотоморских и тихоокеанских вод в проливах Курильской гряды.

в) Анализ временной и пространственной изменчивости химических параметров морской воды в северной части Тихого океана и Беринговом и Охотском морях показал, что основной вклад в межгодовую изменчивость общей щелочности и растворенного кремния в промежуточном слое вод западной части тихоокеанской субарктики и Охотского моря, вносит 18.6-летняя цикличность в скоростях приливных течений. Усиление перемешивания в районе Алеутской островной гряды за счет возрастания скоростей приливных течений приводит к росту общей щелочности и концентрации кремнекислоты в промежуточном слое.

г) Разработана методика изучения карбонатной системы поверхностных вод океанов и морей во время движения корабля. Методика основана на точных измерениях рН в ячейке без жидкостного соединения.

Список использованных источников 1 Gamo T., Nozaki Y., Sakai H., Nakai T., Tsubota H. Spatial and temporal variations of water characteristics in the Japan Sea bottom layers // Journal of Marine Research. -1986. -V. 44. - P. 781 - 793.

2 Minami H., Kano Y., Ogawa K. Long-term variations of potential temperature and dissolved oxygen of the Japan Sea Proper Water// Journal of Oceanography. -1999. -V. 55. - P. 197 – 206.

3 Kim K., Kim K.-R., Kim Y.-G., Cho Y.-K., Kang D.-J., Takematsu M., Volkov Y. Water mass and decadal variability in the East Sea (Sea of Japan) // Progress in Oceanography. -2004. -V. 61. P. 157 – 174.

4 Chiba S., Saino T. Interdecadal change in the upperwater column environment and spring diatom community structure in the Japan Sea: an early summer hypothesis // Marine Ecology Progress Series. -2002. -V. 231. - P. 23 – 35.

5 Zhang C.I., Lee J.B., Seo Y.I., Yoon S.C., Kim S. Variations in the abundance of fisheries resources and ecosystem structure in the Japan/East Sea // Progress in Oceanography. -2004. -V. 61. - P.

245 – 265.

6 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. -№ 9. - С. 74 - 85.

7 Kim S.W., Saitoh S., Ishizaka J., Isoda Y., Kishino M. Temporal and spatial variability of phytoplankton pigment concentrations in the Japan Sea derived from CZCS images // Journal of Oceanography. -2010. -V. 56. - P. 527 – 538.

8 Yoo S., Kim H.-C. Suppression and enhancement of the spring bloom in the southwestern East Sea/Japan Sea // Deep-Sea Research II. -2004. -V. 51. - P. 1093 – 1111.

9 Ohshima K. The flow system in the Japan Sea caused by a sea level difference through the shallow straits // Journal of Geophysical Research. -1994. -V. 99. - P. 9925 - 9940.

10 Fukudome K.-I., Yoon J.-H., Ostrovskii A., Takikawa T., Han I.-S. Seasonal Volume Transport Variation in the Tsushima Warm Current through the Tsushima Straits from 10 Years of ADCP Observations// Journal of Oceanography. -2010. - V. 66. - P. 539 - 551.

11 Gong G.-C., Shiah F.-K., Liu K.-K., Wen Y.-H., Liang M.-H. Spatial and temporal variation of chlorophyll a, primary productivity and chemical hydrography in the southern East China Sea // Continental Shelf Research. - 2010. - V. 20. - P. 411 - 436.

12 Lin C., Ning X., Su J., Lin Y., Xu B. Environmental changes and the responses of the ecosystems of the Yellow Sea during 1976–2000 // Journal of Marine Systems. -2005. -V. 55.

-P. 223 – 234.

13 Zhang J., Liu S.M., Ren J.L.,Wu Y., Zhang G.L. Nutrient gradients from the eutrophic Changjiang (Yangtze River) Estuary to the oligotrophic Kuroshio waters and reevaluation of budgets for the East China Sea Shelf // Progress in Oceanography. -2007. - V. 74. - P. 449 – 478.

14 Wang B. Cultural eutrophication in the Changjiang (Yangtze River) plume: history and perspective. Estuarine // Coastal and Shelf Science. - 2006. - V. 69. - P. 471 – 477.

15 Yamada K., J. Ishizaka, S. Yoo, H.-C. Kim, S. Chiba.Seasonal and interannual variability of sea surface chlorophyll- a concentration in the Japan Sea // Progress in Oceanography. - 2004. -V. 61. -P.

193–211.

16 Richardson K. Harmful or exceptional phytoplankton blooms in the marine ecosystem // Adv. Mar. Biol. -1997. - V. 31. - P. 301 – 385.

17 Nakamura T., T. Awaji. Tidally induced diapycnal mixing in the Kuril Straits and its role in water transformation and transport: A three-dimensional nonhydrostatic model experiment // J. Geophys.

Res. -2004. - V.109. - C09S07, doi:10.1029/2003JC001850.

18 Ohshima K.I., Y. Fukamachi, T. Mutoh, M. Wakatsuchi. A Generation Mechanism for Mesoscale Eddies in the Kuril Basin of the Okhotsk Sea: Baroclinic Instability Caused by Enhanced Tidal Mixing // Journal of Oceanography. -2005. - V. 61. - P. 247 - 260.

Andreev A.G., Pavlova G. Yu. Okhotsk Sea //Carbon and Nutrient Fluxes in Continental Margins: A Global Synthesis. IGBP Book Series.

Springer, Berlin. -2010. - P. 394 - 406.

20 Andreev A.G. Present and future changes in the Okhotsk Sea waters //Toward a Sustainable Low Carbon Society-Green New Deal and Global Change. Sapporo, Japan. - 2009. - Р. 139 - 145.

21 Dickson A.G. An exact definition of total alkalinity, and a procedure for the estimation of alkalinity and total inorganic carbon from titration data // Deep-Sea Res.-1981. - V. 28. - P. 609 - 623.

22 Brewer P.G., Goldman J.C. Alkalinity changes generated by phytoplankton growth // Limn.

Ocean. - 1976. - V. 21. - P. 108 - 117.

23 Honda M. Biological pump in the Northwestern North Pacific // J. of Oceanography. -2003. V. 59. - P. 671 - 684.

24 Honda M.C., Kusakabe M., Nakabayashi S. et al. Change in pCO2 through Biological Activity in the Marginal Seas of the Western North Pacific: The efficiency of the biological pump estimated by a sediment trap experiment // J. of 25 Безруков П.Л. Донные отложения Охотского моря // Тр. ИО АН СССР. -1960. -Т. 32. С. 15 - 95.

26 Watanabe Y., Nishioka J., Nakatsuka M. et al. Influence of riverine alkalinity on carbonate species in the Okhotsk Sea // 27 Foreman M.G.G., Cummins P.F., Cherniawsky J.Y. et al. Tidal energy in the Bering Sea // J. Mar. Res.-2006. -V. 64. -P. 797-818.

28 Сапожников В.В., Чернякова А.М. Распределение и некоторые вопросы выделения экстремальных значений кислорода и фосфатов в Тихом океане //Тр. Института океанологии. М.:

Наука. -1967. - Т. 83. -С. 35 - 45.

29 Sarmiento J.L., Gruber N., Brzezinsky M.A. et al. Highlatitude controls of thermocline nutrients and low latitude biological productivity // Nature. -2004. - V. 427. - P. 56 - 59.

30. Tishchenko P.Ya., Kang D-J., Chichkin R.V., Lazaryuk A.Yu., Wong C.S., Johnson W.K.

Application of potentiometric method using a cell without liquid junction to underway pH Measurements in surface seawater // Deep-Sea Res. - 2011. - V. 58. - P. 778 - 786.

31. Тищенко П.Я., Лобанов В.Б., Гуленко Т.А. и др.. Парциальное давление углекислого газа поверхностных вод залива Петра Великого в осенний период // Метеорология и гидрология. в печати).

2 Динамика эстуарных и прибрежных экосистем Дальневосточных морей:

продуцировании первичного звена 2.1 Гидрохимические и продукционные характеристики нижнего течения р. Амур и Амурского лимана (июнь 2005 г. и 2006 г.) Были проведены две комплексные экспедиции в нижнем течении р. Амур, в Амурском лимане и на прилегающих акваториях. Экспедиции проводились на большом гидрографическом катере БГК-795. В результате проведенных работ был получен обширный материал по гидрохимическим и продукционным параметрам и параметрам карбонатной системы.

В июне 2005, 2006 гг. проводились гидрохимические исследования в нижнем течении р.

Амур между г. Комсомольск-на-Амуре и устьем реки в 47 км ниже по течению от г. Николаевскана-Амуре (общая протяженность 489 км). Всего было выполнено 13 станций в одних и тех же географических точках. Изучение макрокомпонентного состава реки показало, что Амурские воды можно отнести к кальциево-гидрокарбонатному типу (таблица 2.1).

Таблица 2.1 - Общая минерализация (S) и концентрации хлоридов (Cl), сульфатов (SO4), общей щелочности (TA), кальция (Ca), магния (Mg) и натрия (Na) Примечание - единицы измерения S – мг/кг, остальных параметров – ммоль/кг Исследования карбонатной системы, концентраций растворенного кислорода, биогенных элементов (силикаты, фосфаты, нитраты) и хлорофилла ”а” позволили прийти к выводу, что нижнее течение реки Амур в целом является гетеротрофным бассейном [1]. Биологическая продукция в этой части реки создается в основном за счет разложения органического вещества.

Было ли это всегда, или нижнее течение Амура стало гетеротрофным относительно недавно, в настоящее время сказать трудно. Старожилы Николаевска-на-Амуре отмечают, что 20-30 лет назад вода в Амуре была более прозрачной и что ее можно было потреблять в пищу без обработки.

В настоящее время вода имеет густой желто-коричневый цвет. Наиболее вероятно, что это является результатом зарегулирования притоков Амура и сброса из водохранилищ большой массы органического вещества. Не исключено, что «аптечный запах» воды и рыбы является следствием микробиологического разложения (гниения) этой массы органического вещества.

Амурский лиман по сравнению с другими эстуариями рек занимает уникальное географическое положение. Он представляет собой узкий полуизолированный мелководный бассейн, вытянутый в меридиональном направлении на 120 км при ширине до 48 км и расположенный между двумя морями : Охотским морем на севере и Японским – на юге [2].

Пространственное распределение температуры и солености указывает, что в исследуемый период как в большую воду (2005 г.), так и в малую (2006 г.) ниже устья Амура его воды вначале идут на юго-восток, затем поворачивают на северо-восток и север. Очевидно, что при большем расходе воды влияние речной воды на лиман значительно более выражено. Было обнаружено, неконсервативное поведение биогенных элементов при смешении речных и морских вод в лимане [3]. Особенность неконсервативного поведения биогенных элементов заключается в том, что их содержание с ростом солености вначале увеличивается, обнаруживается даже некоторый максимум при 10 - 15‰ в 2005 г, и при 5 - 10‰ – в 2006 г, (рисунок 2.1). Такое поведение свидетельствует о существовании некоторого источника биогенных элементов. Анализ пространственного распределения фосфатов и нитратов выявляет наличие максимума содержания этих элементов в центральной части лимана в месте поворота течения амурских вод с юго-востока на северо-восток. Наличие такого максимума фосфора и азота можно объяснить, по нашему мнению, только одним обстоятельством – разложением органического вещества, вынесенного водами Амура. Это объяснение подтверждается поведением кислорода – в районе этих максимумов концентрация кислорода ниже равновесной с атмосферой, а кажущееся потребление кислорода AOU > 0 (рисунок 2.2). Для этих же областей наблюдаются высокие значения парциального давления углекислого газа [4, 5]. При этом в большую воду (2005 г.) область положительных AOU занимает большую часть акватории лимана, тогда как в 2006 г. – незначительную его часть. Как отмечалось выше, на акватории лимана происходило извлечение большого количества гуминовых веществ: 4530 и 2590 тонн углерода в сутки в 2005 и 2006 гг.

соответственно. Помимо того, что на разложение такого количества ГВ требовалось много кислорода, при их разложении выделяются минеральные формы фосфора и азота. Эти процессы и могли привести к появлению максимумов биогенных элементов в центральной части лимана.

Необходимо отметить, что найденные нами в лимане концентрации биогенных элементов (фосфатов, нитратов и силикатов) в июне 2005 и 2006 годах существенно ниже (в некоторых случаях на порядок) тех, которые были найдены в тех же местах В.П. Шестеркиным в августе года [6]. Является ли это следствием сезонных особенностей вод Амура, или же следствием различий в методических подходах, сказать пока трудно. Сопоставляя пространственное распределение кажущегося потребления кислорода и гуминовых веществ, можно констатировать тот факт, что в июне 2005 года большая часть лимана являлась гетеротрофным бассейном, биологическая продукция формировалась за счет разложения органического вещества. Это подтверждается также низкой концентрацией хлорофилла в этот период. В 2006 году воды большей части лимана были пересыщены кислородом и, следовательно, лиман был автотрофным бассейном. Это обеспечивалось примерно в три раза более высоким содержанием хлорофилла в июне 2006 г.

светлые кружки – поверхностный, темные – придонный горизонты Рисунок 2.1 - Изменение содержания биогенных элементов в зависимости от солености в жирной линией отмечена граница дефицита и избытка кислорода по отношению к атмосферному, Рисунок 2.2 - Распределение AOU в Амурском лимане во время съемок в 2005 (а - б) 2.2 Сезонная гипоксия Амурского залива Амурский залив (Японское море), на берегу которого стоит г.Владивосток, не избежал общей печальной участи прибрежных бассейнов – его придонные воды в летний сезон испытывают острый дефицит кислорода. В августе 2007 года сотрудниками ТОИ была установлена гипоксия придонных вод для обширной акватории Амурского залива [7].

Концентрация кислорода в придонных водах в некоторых местах была ниже 5 мкМ (1,5% от насыщения в воздухе). Было высказано предположение, что причина гипоксии придонных вод обусловлена сочетанием нескольких факторов : эвтрофикацией Амурского залива речными водами и бытовыми стоками городов Уссурийск и Владивосток, обеспечивающей высокую продукцию фитопланктона; повышением мутности за счет терригенного стока, ослабляющей солнечную радиацию в толще вод; и слабым вертикальным и горизонтальным перемешиванием вод в летний период. Также было высказано предположение относительно того, что наиболее важную роль в эвтрофикации вод Амурского залива играет река Раздольная, впадающая в северную часть залива, Дальнейшие исследования лаборатории гидрохимии ТОИ были сконцентрированы на изучении сезонной изменчивости гидрохимических характеристик Амурского залива [8], роли реки Раздольной в эвтрофикации Амурского залива [9] и на изучении основных источников эвтрофикации залива [10].

Для установления характера гипоксии были проведены сезонные гидрохимические исследования Амурского залива. Измерялись следующие параметры: соленость, рН, общая щелочность, концентрация кислорода, главные биогенные элементы (силикаты, фосфаты, нитраты, нитриты, аммоний), гумусовое вещество, хлорофилл а. На каждой станции с помощью зонда RBR XR-620 выполняли вертикальное зондирование водной толщи с использованием датчиков температуры, электропроводности, флуоресценции хлорофилла и мутности. Во все сезоны, за исключением зимнего, на каждой станции определялась глубина видимости диска Секи.

На основании данных измерений рН и щелочности рассчитывалась концентрация растворенного неорганического углерода – DIC, парциального давления углекислого газа – pCO2 и рНin situ.

Используемый набор гидрохимических параметров позволил объяснить механизм формирования и разрушения гипоксии в исследуемом районе.

Содержание кислорода в придонном слое залива изменяется в широких пределах в зависимости от сезона (рисунок 2.3). Максимальная концентрация наблюдается в зимний сезон, когда она может превышать значение 500 мкМ. При этом в отдельных местах с пониженной соленостью вод (устьях рек Раздольной и Шмидтовки, в районе Второй Речки) обнаруживаются весьма низкие, в сравнении с окружающими водами, концентрации кислорода (130 - 300 мкМ).

Именно здесь наблюдаются экстремально высокие содержания фосфатов, аммония, силикатов и большой нормированный растворенный неорганический углерод Минимальное содержание кислорода наблюдалось в придонных водах в августе и составляло около 18 мкМ (около 7% от насыщения). Столь низкие концентрации кислорода в литературе квалифицируются как гипоксия. Существенно, что в летний сезон, пространственное расположение областей аномального содержания фосфатов, аммония, силикатов, NDIC и кислорода в придонном горизонте практически совпадает [7, 11]. Этот факт свидетельствует о том, что формирование гипоксии и обогащение придонных вод биогенными элементами и неорганическим углеродом происходят вследствие протекания одних и тех же процессов. Сезонная изменчивость пространственного распределения нитратов (рисунок 2.4) отличается от распределения других биогенных элементов, в частности фосфатов (рисунок 2.5). Главная причина образования гипоксии – микробиологическое окисление диатомей, осевших из фотического слоя на дно залива.

Основанием для этого вывода служит тот факт, что расположение минимумов концентраций кислорода в придонном слое воды практически совпадает с расположением максимумов концентраций биогенных элементов (фосфатов, аммония, силикатов) и неорганического углерода.

Окисление происходит на границе раздела вода/дно. Гипоксия возникает там, где глубина бассейна больше глубины фотического слоя. Из вертикального распределения условной плотности и хлорофилла следует, что нижняя граница фотического слоя соответствует глубинам 10 - 15 м.

Совокупность полученных фактов позволяет представить формирования гипоксии следующим образом. В приповерхностных слоях создается “избыточная” биомасса фитопланктона, т,е, такая биомасса, которая не успевает утилизироваться зоопланктоном. “Избыточный” фитопланктон образует флоккулы и быстро оседает на дно, где подвергается микробиологическому разложению с потреблением кислорода и выделением силикатов, фосфатов, ионов аммония и углекислого газа.

Это проявляется в виде аномалий повышенного содержания этих элементов в придонном слое воды.

С.Ш.

43.3° 43.2° 43.0° 42.9° 43.3° 43.2° 43.1° 43.0° 42.9° a – зима, б – весна, в – лето, г – осень; красным цветом закрашена область, где концентрация растворенного углерода меньше “пороговой” величины (76 мкМ).

Рисунок 2.3 - Сезонное распределение кислорода (мкМ) в придонном слое воды a – зима, б – весна, в – лето, г – осень; красным цветом закрашена область, где концентрация фосфатов больше “пороговых” величин, приведенных в таблице 7.3.

Рисунок 2.4 - Сезонное распределение растворенного неорганического фосфора (мкМ) Рисунок 2.5 - Сезонное распределение нитратов (мкМ) в придонном слое воды Осенью в октябре месяце, в районе летней гипоксии содержание кислорода возрастает (рисунок 2.3г), что указывает на процесс разрушения гипоксии. Анализ распределения гидрологических и гидрохимических характеристик в осенний период, свидетельствует о том, что основной причиной разрушения гипоксии является приток в Амурский залив холодных, кислородосодержащих вод, появляющихся на шельфе залива Петра Великого в результате развивающегося в этот период Приморского апвеллинга [12]. Возникновение в осенний период ветрового и конвективного перемешивания не только способствует разрушению гипоксии, но и поставляет из придонного горизонта в фотический слой Амурского залива биогенные элементы, которые используются для создания новой продукции органического вещества. В результате этих процессов гидрохимические аномалии в придонном слое в области гипоксии исчезают, а содержание кислорода в зимний сезон достигает 550 мкМ.

заключается в том, за счет чего создается ”избыточная” биомасса фитопланктона. Общепринятый ответ на него – эвтрофикация вод залива.

2.3 Эвтрофикация Амурского залива Существует много определений такого явления как “эвтрофикация”, которые широко обсуждаются в литературе [например, 13]. В практическом отношении, с целью оценки состояния экосистемы, наиболее предпочтительным выглядит определение Андерсона с сотрудниками: “the enrichment of water by nutrients, especially nitrogen and/or phosphorus and organic matter, causing an increased growth of algae and higher forms of plant life to produce an unacceptable deviation in structure, function and stability of organisms present in the water and to the quality of water concerned, compared to reference conditions” [13]. Из этого определения следует практический путь оценки эвтрофикации залива. Он состоит, во-первых, в выборе стандартного состояния по отношению, к которому рассматривается экосистема. Во-вторых, в оценке потоков биогенных элементов в экосистему залива. В-третьих, в выборе критериев эвтрофикации. В-четвертых, в оценке эвтрофного статуса экосистемы по отношению к стандартному состоянию и к выбранным критериям, Именно этот подход частично был осуществлен в работе [10].

В качестве точки со стандартным состоянием экосистемы нами была выбрана станция в открытой части залива Петра Великого с координатами 42,417o С,Ш и 131,588o В.Д. Выбор станции обусловлен тем, что она расположена в той части акватории залива Петра Великого, которая не подвергается непосредственным образом антропогенному воздействию. В тоже время гидрохимические свойства этой станции характерны для климатических условий объекта нашего исследования – Амурского залива. Важнейшими особенностями этой станции являются глубина фотического слоя (50 м для летнего сезона) и концентрации биогенных элементов, близкие к нулю для области фотического слоя. Именно эти особенности были взяты как стандартные при изучении эвтрофикации Амурского залива.

Можно выделить четыре основных источника биогенных элементов и органического вещества, которые обогащают фотический слой Амурского залива: a) коммунально-бытовые стоки г. Владивостока; б) речные воды; в) промежуточные воды Японского моря; г) атмосферные осадки. Из отчетов Владивостокского Коммунального Управления о концентрациях азота и фосфора в стоках и объема этих стоков были найдены годовые потоки азота, фосфора, органического вещества и взвешенного вещества (таблица 2.2 [10]). Годовое поступление биогенных веществ с речным стоком было оценено в работе [9] и также представлено в таблице 2.2. Общеизвестно, что ниже фотического слоя воды мирового океана содержат высокие концентрации биогенных элементов, поэтому береговой апвеллинг представляет собой природный механизм эвтрофикации шельфовых вод. Исследования Амурского залива в октябре 2008 года были проведены после осеннего апвеллинга, т.к. температура придонных вод понизилась до 3оС, а концентрация нитратов возросла до 18 мкМ. Вода с такой концентрацией нитратов соответствует промежуточной воде Японского моря для глубин около 200 м. Концентрации DISi, DIP, DIN были равны 27, 1,3, 18 мкМ, соответственно. Из температурных профилей было установлено, что эти промежуточные воды Японского моря заместили придонные воды Амурского залива до глубин более 17 м, что приближенно соответствует 2,1*109 м3. Приняв, что взамен вошедших япономорских вод из залива ушли поверхностные воды, практически не содержащие биогенные элементы, можно провести оценку обогащения вод Амурского залива биогенными элементами в результате осеннего апвеллинга. Результаты этой оценки приведены в таблице 2.2.

Таблица 2.2 - Годовое поступление биогенных элементов, взвеси, ХПК (T/год) в Амурский залив фосфор; DISi – растворенный неорганический кремний; N-tot – общий азот; P-tot – общий фосфор;

ХПКCr – бихроматное химическое потребление кислорода; ВВ – взвешенное вещество Знание величин потоков биогенных элементов в экосистему залива (таблица 2.2) не дает понимания того, малы они или велики, для того чтобы произошли реальные сдвиги в состоянии экосистемы. Для оценки трофности акваторий вводятся различные критерии. Одним из наиболее негативных следствий эвтрофикации является гипоксия. Она возникает в результате микробиологического окисления органического вещества. Поэтому в качестве основы для количественной оценки трофности акваторий было принято минимальное пороговое значение концентрации растворенного кислорода, равное 76 M [10]. Используя соотношения Редфилда для азота, фосфора и кислорода в органическом веществе можно рассчитать пороговые значения биогенных элементов в среде [10]:

Здесь DINth, DIPth, DISi th – пороговые значения DIN, DIP и DISi, соответственно; DOth, DOsat – концентрации кислорода, соответствующие пороговому значению и состоянию насыщения. При написании уравнения (7.3) было принято, что для диатомовых водорослей имеет место следующее атомное отношение между кремнием и азотом: Si:N=1б05 [10], Пороговые значения биогенных элементов, рассчитанные с помощью уравнений (2.1) – (2.3) приведены в таблице 2.3.

Таблица 2.3 - Пороговые концентрации биогенных элементов, рассчитанные при различных температурах для солености, соответствующей солености придонных вод Амурского залива Пороговая концентрация для хлорофилла была принята равной 8 мкг/л [10].

Распределение биогенных элементов в поверхностных водах Амурского залива указывает на то, что основным их источником в заливе является река Раздольная. Наиболее существенной особенностью пространственного распределения биогенных элементов является их высокая концентрация в центральной части залива в придонных горизонтах в летний сезон. Область высоких содержаний биогенных элементов практически совпадает с областью гипоксии. Таким образом, эвтрофикация вод придонного горизонта (ниже границы фотического слоя) обусловлена “работой” биологического насоса. Суть этой “работы” состоит из следующих стадий сукцесии экосистемы в летний сезон: а) “цветение” фитопланктона и синтез “избыточной” биомассы органического вещества в фотическом слое; б) оседание «избыточной» биомассы фитопланктона на дно; в) микробиологическое разложение осевшей биомассы на границе раздела вода/дно (“избыточная” его часть не утилизируется зообентосом, а подвергается микробиологическому разложению); г) извлечение из среды кислорода и обогащение среды биогенными элементами и двуокисью углерода. Очевидно, что ниже границы фотического слоя (10 – 15 м) фотосинтез протекать не может. Поэтому выделившиеся при микробиологическом разложении органического вещества биогенные элементы не могут быть извлечены из среды для синтеза фитомассы и, следовательно, в среду не может выделяться кислород. Введение стандартного состояния экосистемы (станция с координатами 42,417o С.Ш. 131,588o В.Д.) и пороговых значений концентраций биогенных элементов и кислорода дают возможность в пределах данного выбора охарактеризовать Амурский залив как эвтрофный. Причем, ключевую роль в эвтрофикации Амурского залива играет река Раздольная.

2.4 Сезонная изменчивость гидрохимических свойств реки Раздольной В 2008 году исследовались гидрохимические свойства реки Раздольной в разные сезоны на восьми станциях, расположенных от границы с Китаем (с. Полтавка) до с. Раздольное. В пробах воды определялись следующие параметры: электропроводность, рН, общая щелочность, концентрации кислорода, главных биогенных элементов (силикаты, фосфаты, нитриты, нитраты и аммоний), гумусового вещества (ГВ), хлорофилла а, макрокомпонентов (кальций, магний, натрий, калий, сульфаты, хлориды, общая минерализация), содержание взвешенного вещества (ВВ) и растворенного органического вещества (РОВ). На каждой станции проводилось зондирование температуры, солености, мутности и флуоресценции хлорофилла с помощью зонда RBR-620XR.

На основе полученных данных были установлены наиболее значимые факторы, определяющие гидрохимическое состояние р. Раздольной. Влияние природных факторов на содержание биогенных элементов в реках подробно обсуждалась в [14]. В соответствии с принятой классификацией, р. Раздольная относится к «таежному» климату, для которого «природные»

концентрации РОВ, ионов аммония, нитритов, нитратов и фосфатов равны соответственно 0,48, 1,1, 0,11, 8,9 и 0,40 мкмоль/л [14]. Сопоставление «природных» концентраций РОВ и биогенных веществ (БВ) с реально наблюдаемыми концентрациями (рисунок 2.6) указывает на то, что p. Раздольная находится под мощным антропогенным воздействием. Обычно классифицируются два типа источника поступления БВ, обусловленных антропогенным воздействием, – диффузный и локальный [14]. К диффузным источникам относятся атмосферные осадки, поверхностные и грунтовые воды. Один из способов разделения двух типов источников изучение сезонной изменчивости гидрохимического состояния реки. В период паводков (в данном случае это июль) следует ожидать понижения концентраций всех компонентов речной воды, быть может, за исключением концентрации ВВ, если отсутствуют диффузные источники загрязнения.

Увеличение концентрации ВВ в период паводков обусловлено, главным образом, увеличением скорости течения реки, что не позволяет частицам седиментировать. В паводковый период наблюдаются высокие концентрации силикатов, нитратов, фосфатов и ГВ, в то же время концентрации Хл«а» для данного состояния реки самые низкие (рисунки 2.6, 2.7).

[NH4+], мкмоль/л [NO3-], мкмоль/л а – ионы аммония; б – нитриты; в – нитраты; г – фосфаты; д – силикаты; е – взвешенное вещество станциях в разные сезоны 1 – 13 февраля; 2 – 23 апреля; 3 – 28 июля; 4 – 29 октября 2008 г.

на исследуемой территории.

[ГВ], мг/л Рисунок 2.7 - Концентрации растворенного кислорода (а), хлорофилла (б), гумусового вещества (в) и растворенного органического углерода (г) на разных станциях в разный сезон Для чистых районов северного полушария средние концентрации нитратов, нитритов, аммония и фосфатов в дождевой воде равны 14, 0,9, 43 и 0,23 мкмоль/л соответственно [15]. Эти значения указывают на необходимость исследования роли атмосферных источников, которая может оказаться существенной в связи с локальными загрязнениями атмосферы. Не исключая роль атмосферных источников загрязнения, мы полагаем, что сельскохозяйственные поля главный диффузный источник поступления БВ в р. Раздольную в паводковый период. Известно, что на китайской территории в бассейне реки находятся рисовые чеки, а между российским с.