Установлено, что придонные холодные воды Баренцева моря, поступающие в Арктический бассейн через желоба Св. Анны и Воронина, определяют особенности его гидрохимического режима. Показано, что плотные шельфовые воды из Баренцева моря участвуют в вентиляции нижнего слоя атлантических вод и верхнего слоя донных вод. Вентиляция вод проявляется в существовании максимума кислорода и минимума силикатов у материкового склона на глубине 1000–1200 м. Проведена оценка потоков кислорода и силикатов в вентилируемый слой. Установлено, что вентиляция приводит к поступлению кислорода ~ 4×1011 моль/год и к уменьшению силикатов ~ на 6×1010 моль/год. Этих потоков достаточно, чтобы компенсировать в вентилируемом слое биохимическое потребление кислорода и прирост силикатов за счет растворения биогенного кремнезема.
Гидрохимический режим Арктического бассейна (АБ) формируется под влиянием вод атлантического происхождения, поступающих через пролив Фрама и Баренцево море, тихоокеанских вод, втекающих в бассейн через Берингов пролив, а также речных и талых вод. Основная струя атлантических вод, значительно трансформированных в Норвежском и Гренландском морях, распространяется от пролива Фрама к центру моря Лаптевых (Вертикальная структура и динамика…,1989; Тимофеев, 1963; Трешников, Никифоров, Блинов, 1976). В АБ эти воды охлаждаются, становясь более плотными, чем поверхностные арктические воды, и распространяются на глубине 200–800 м в виде теплого промежуточного слоя атлантических вод (АВ). Двигаясь вдоль материкового склона Евразии, АВ проникают по желобам в арктические моря (Панов, Шпайхер, 1963). В Баренцевом море воды атлантического происхождения, поступающие с Норвежским течением, подвергаются глубокой трансформации на шельфе. Холодные шельфовые воды, характеристики которых формируются под влиянием процессов ледообразования и конвекции, в виде придонного течения поступают в АБ по желобу Св. Анны, распространяясь вдоль склона в восточном направлении в виде придонного склонового течения, и постепенно опускаются до глубин 1000–1300 м и более в зависимости от их плотности (Головин, 2005; Тимофеев, 1963; Aagaard, Swift, Carmack, 1985; Schauer et al., 2002).
Влияние плотных шельфовых вод на гидрохимический режим АБ практически не исследовано (Русанов, Яковлев, Буйневич, 1979). Рассмотрение этого вопроса является целью предлагаемой работы.
Океанографические наблюдения проведены в 26 рейсе НЭС «Академик Федоров» в районе материкового склона котловины Нансена и в самой котловине (рис. 1) в августе-сентябре 2007 г. На гидрологических станциях выполнено CTD-зондирование от поверхности до дна и на стандартных горизонтах отобраны пробы для гидрохимических измерений. Для отбора проб использовали бутылки Нискина емкостью 5 л. Морскую воду для анализа на биогенные элементы разливали в контейнеры из лавсана емкостью 0,5 л. Гидрохимические измерения проводились по стандартным методикам, принятым в морской химии (Современные методы…, 1992). Для определения кислорода применяли цифровую бюретку Vitlab E-continius (Германия). Ошибка определения кислорода составляла не более 2 мкМ. Оптическая плотность измерялась на спектрофотометре UNICO 1201 (США). Ошибка определения фосфатов составляла 0,01 мкМ, силикатов – 0,04 мкМ.
Рис. 1. Район исследований в 26-м рейсе НЭС «Академик Федоров», где выполнялись гидрохимические наблюдения. Цифры рядом с точками – номера крайних станций разрезов
Анализ полученных данных позволяет выделить в исследуемой части АБ два типа вертикальной изменчивости гидрохимических характеристик. 1-й тип наблюдается на станциях в западной части котловины Нансена в районах, удаленных от бровки шельфа. В качестве примера изменчивости 1-го типа на рис. 2, а приведены вертикальные профили гидрохимических характеристик, а также солености и потенциальной температуры на ст. 11. Для этого типа вертикальной изменчивости характерно монотонное возрастание фосфатов и силикатов, причем глубже 2000 м фосфаты практически постоянны, силикаты продолжают возрастать. Наибольшие градиенты фосфатов и силикатов наблюдаются в поверхностном слое и в нижней части АВ. Кислород быстро уменьшается от поверхностного слоя к ядру АВ, после чего до дна остается практически постоянным, если не принимать во внимание слабый максимум при переходе от АВ к донным водам. Гидрохимическая изменчивость 2-го типа обнаружена в водах восточной части котловины Нансена к северу и северо-востоку от архипелага Северная Земля на станциях вблизи материкового склона. Особенностью вертикальной гидрохимической структуры является аномальный ход кислорода, фосфатов, силикатов в интервале глубин 700–1600 м (рис. 2, б), который выражается в наличии максимума кислорода и минимума биогенных элементов на глубине 1000–1200 м.
Станциям, на которых наблюдается изменчивость гидрохимических характеристик 2-го типа, соответствуют T – S кривые (рис. 3) с отчетливым экстремумом в интервале условной плотности 28,02–28,04 (глубины 900–1100 м).
Подобные экстремумы на T – S кривых в интервале условной плотности 27,95–28,05, относящиеся к водам над склоном в восточной части котловины Нансена и в котловине Амундсена, объясняют распространением придонных холодных вод (ПХВ) Баренцева моря, проникающих в АБ через желоб Св. Анны (Пивоваров, 2000; Dmitrenko et al., 2009; Schauer et al.,1997). Распределение гидрохимических характеристик вод на разрезе между Землей Франца-Иосифа и Северной Землей, пересекающем желоба Св. Анны и Воронина, через которые осуществляется водообмен между АБ и Баренцевым и Карским морями, иллюстрирует рис. 4. Видно (рис. 4 а, б), что теплые атлантические воды (температура > 1,5 °C) располагаются в желобе Св. Анны на глубине 100–300 м. В желобе Воронина теплые воды наблюдаются вблизи восточного склона на глубинах 100–200 м. Причем, температура в их ядре заметно ниже (~1,5 °C) по сравнению с температурой ядра АВ в желобе Св. Анны (2,17–2,24 °С). Распределение условной плотности (рис. 4, в) позволяет предположить, что часть АВ, поступающих в желоб Св. Анны, в процессе рециркуляции в трансформированном виде возвращается в АБ через желоб Воронина. Свидетельством трансформации АВ, выходящих из желоба Воронина, является не только понижение температуры и солености, но также повышение концентрации кислорода (310<O2 <320 мкмоль/кг против O2 ≤305 мкмоль/кг в АВ желоба Св. Анны). Кроме того, концентрация силикатов в теплом ядре желоба Воронина выше, чем в АВ, но ниже, чем в баренцевоморских водах (5,0 < Si < 5,5 мкмоль/кг). Плотные холодные воды наблюдаются как в желобе Св. Анны на глубине 500–600 м, так и в желобе Воронина на глубине 250–400 м. Исходя из значений температуры и солености этих ПХВ, можно предположить, что они могут быть ответственны за экстремумы на T – S кривых на станциях вблизи материкового склона котловины Нансена в районе Северной Земли (рис. 3). Можно предположить, что распространение этих вод вызывает наблюдаемое на глубинах 600–1500 м вблизи Северной Земли аномальное вертикальное распределение гидрохимических характеристик (рис. 2, б), а также характерные языки повышенного содержания кислорода, пониженного содержания фосфатов и область пониженных силикатов в восточной части котловины Нансена. Последнее хорошо видно на ближайшем к желобам разрезе поперек материкового склона на ст. 41–46 (область справа от вертикальной линии на разрезе, рис. 4 г, д, е) и на самом удаленном от желобов разрезе (рис. 5), начинающемся в северо-западной части моря Лаптевых. Причем повышенное содержание кислорода и пониженное содержание силикатов и фосфатов наблюдаются на глубине изопикнических поверхностей 28,015–28,03, что соответствует плотности придонных вод в желобах.
Рис. 2. Вертикальная изменчивость потенциальной температуры °C, солености (psu) и гидрохимических характеристик (растворенный кислород O2, силикаты Si, фосфаты P, мкмоль/кг) на ст. 11 (а) и 44 (б). Пунктирные линии показывают ядро атлантической водной массы
Рис. 3. T – S диаграммы станций, расположенных в западной (ст. 11) и восточной (ст. 46) частях котловины Нансена и над материковым склоном Северной Земли (ст.44, 63–65). Кружки – TS индексы придонных холодных вод на ст. 25, 28, 30 (желоб Св. Анны), крестики – на ст. 35–37 (желоб Воронина), треугольники – на ст. 54–57 (желоб Воронина)
Рис. 4. Распределение потенциальной температуры (а), солености (б), условной плотности (в), растворенного кислорода в мкмоль/кг (г), силикатов (д) и фосфатов в мкмоль/кг (е) на разрезе через желоба Св. Анны и Воронина (вертикальная линия – точка поворота на разрез от о. Комсомолец поперек материкового склона в котловину Нансена, см. рис. 1). Пунктир в верхней части разреза – условная плотность σθ=27,86, соответствующая ядру АВ; пунктир в нижней части разреза – σθ=28,025, соответствующая шельфовым водам. Заштрихованы воды в интервале условной плотности 28,015–28,030
Предполагается, что воды над материковым склоном в районе Северной Земли на глубинах, где наиболее отчетливо выражены гидрохимические аномалии, являются смесью АВ, ПХВ и верхней части донных вод. По формулам смешения были рассчитаны доли этих вод. В расчете использовали TS индексы: 1 – ядра АВ, 2 – верхней части донных вод (горизонт 1200 м) в котловине Нансена, удаленных от материкового склона, и 3–ПХВ. Для ПХВ рассматривались три набора TS индексов, из которых один соответствует водам в желобе Св. Анны, а два других – водам в желобе Воронина. Для АВ использовались два набора TS индексов. Первый набор использовался в расчетах на станциях западных разрезов 41–47 и 48–51. Второй набор использовался в расчетах на разрезе, выполненном значительно восточнее (ст. 61–69). Это связано с тем, что на этом разрезе ядро АВ сильно трансформировано (АВ более холодные и менее соленые). TS индексы вод, используемые в расчетах, а также содержание в этих водах кислорода и силикатов приведены в таблице 1.
Таблица 1. Характеристики вод, используемых в расчетах по формулам смешения
Используя доли смешиваемых вод, а также концентрации кислорода и силикатов, наблюдаемые в ядре аномалий на горизонте 1000 м, в АВ и в донных водах, были рассчитаны концентрации кислорода и силикатов, которые должны иметь ПХВ. Рассчитанные величины сравнивались с концентрациями кислорода и силикатов, которые наблюдались в ПХВ в желобах Св. Анны и Воронина. Результаты расчета доли ПХВ на глубине ~1000 м над материковым склоном в районе Северной Земли, концентрации кислорода и силикатов, рассчитанные в них, и сравнение рассчитанных концентраций с наблюдаемыми даны в таблице 2.
Из результатов, представленных в таблице 2, следует, что кислород и силикаты, рассчитанные для ПХВ из желоба Св. Анны (ст. 25, 28, 30) и из желоба Воронина (ст. 35–37), удовлетворительно согласуются с наблюдаемыми. Для ПХВ южной части желоба Воронина (ст. 54–57) рассчитанный кислород выше наблюдаемого, а рассчитанные силикаты ниже. Отсюда следует, что для первых двух случаев как гидрологические, так и гидрохимические характеристики, позволяют рассматривать ПХВ желобов Карского моря как воды, вентилирующие котловину Нансена на глубинах 1000–1200 м. В последнем случае (ст. 54–57) наблюдаемые ПХВ по гидрохимическим параметрам не могут рассматриваться в качестве вентилирующих вод, поскольку в них недостает кислорода и больше силикатов.
Таблица 2. Результаты расчета доли ПХВ на глубине ~ 1000 м над материковым склоном в районе Северной Земли и сравнение рассчитанных концентраций кислорода и силикатов в ПХВ с наблюдаемыми. Концетрации даны в мкмоль/кг
На основании проведенных измерений была сделана оценка количества кислорода Q(O2), поступающего в вентилируемый слой вблизи Северной Земли, а также оценка соответствующего уменьшения силикатов Q(Si). Расчеты выполнялись при следующих допущениях. Предполагалось, что ПХВ, достигнув слоя, который они вентилируют, распространяются вдоль материкового склона в районе вентиляции в виде струи толщиной H и шириной L (Rudel, 2001). Способ оценки этих величин разъясняют рис. 6 и 7. Зная скорость течения на глубинах, которые вентилируются, и изменение концентраций за счет вентиляции, можно получить потоки Q(O2) и Q(Si) по формулам (1). В соответствии с (Dmitrenko et al., 2009) средняя скорость течения вдоль материкового склона в восточной части котловины Нансена на глубине 800–1000 м составляет ~1 см/с. Эта величина принята в наших расчетах как скорость распространения упомянутой выше струи.
Рис. 5. Распределение потенциальной температуры (а), солености (б), растворенного кислорода мкмоль/кг (в) и разности силикатов, мкмоль/кг, (г) на разрезе в восточной части котловины Нансена. Пунктиром обозначена σθ=28,025
Рис. 6. Схема, иллюстрирующая оценку толщины вентилируемого слоя (ΔH), изменения концентраций кислорода ΔO2 (справа) и силикатов ΔSi (слева) в вентилируемом слое. Цифры – номера станций. Размерность концентраций O2 и Si в мкМ, глубины в м
Рис. 7. Схема, иллюстрирующая оценку ширины слоя ΔL (расстояние от материкового склона на глубине 1000 м, в котором эффект вентиляции ярко выражен) и изменения концентраций силикатов (слева) и кислорода (справа) в вентилируемом слое. Цифры – номера станций.
Q(O2)= L×H×O2×u×k; Q(Si)=L×H×Si×u×k, (1),
где Q(O2) – количество закачиваемого кислорода, моль/год;
L – ширина слоя, определяемая расстоянием от материкового склона, в котором эффект вентиляции (прирост кислорода и убыль силикатов) отчетливо выражен, м;
H – эффективная толщина вентилируемого слоя, м;
O2 – среднее увеличение концентрации кислорода в вентилируемом слое, моль/м3;
u – средняя скорость течения в вентилируемом слое, м/с;
Q(Si) – уменьшение силикатов, моль/год;
Si – уменьшение концентрации силикатов в вентилируемом слое, моль/м3;
k – коэффициент пропорциональности, равный 3,15×107 с/год.
Полученные оценки можно сравнить с расходом кислорода в вентилируемом слое в результате биохимического потребления и с приростом силикатов за счет растворения биогенного кремнезема. Биохимическое потребление кислорода, Q(O2)БПК, и увеличение силикатов, Q(Si)раств, могут быть оценены по формулам (2).
Q(O2)БПК = (dO2/dt)×S×H×10-3; Q(Si)раств = (dSi/dt)×S×H×10-3 (2)
где Q(O2)БПК – биохимическое потребление кислорода в слое толщиной H и площадью S, моль/год;
dO2/dt – скорость биохимического потребления кислорода в рассматриваемом слое, ммоль/м3год;
S – площадь рассматриваемого слоя, м2;
H – толщина рассматриваемого слоя, м;
Q(Si)раств – увеличение силикатов в рассматриваемом слое, моль/год;
dSi/dt – скорость растворения кремнезема в рассматриваемом слое, ммоль/м3год.
Результаты оценок, выполненные для разрезов ст. 41–46 и 61–69, приведены в таблице 3.
Таблица 3. Потоки увеличения кислорода и уменьшения силикатов при вентиляции котловины Нансена водами, поступающими из Карского моря
Скорость биохимического потребления О2 в водной толще определяется глубиной и экспортной первичной продукцией. Согласно (Anderson, Jones, Swift, 2004) экспортная первичная продукция в АБ составляет ~0,7 гС/м2год (0,06 мольС/м2год). При такой продукции скорость биохимического потребления О2 на глубине ~ 1000 м согласно (Martin et al., 1987) составляет ~0,1 ммоль/м3год. Если принять площадь вентилируемого слоя равной суммарной площади котловин Нансена и Амундсена (ограничиваясь частью АБ до хребта Ломоносова) ~2×1012 м2, то получим Q(O2)БПК ~ 2×1011 моль/год. Сравнение данной оценки с потоком кислорода, закачиваемого в рассматриваемый слой вследствие вентиляции, показывает, что ПХВ, проникающие в АБ по желобам Св. Анны и Воронина, приносят достаточное количество кислорода, чтобы компенсировать его биохимическое потребление как в котловине Нансена, так и в котловине Амундсена. Для скорости растворения силикатов мы располагаем очень приблизительной оценкой, полученной для глубинных вод Берингова моря (Coachman, Whitledge, Goering, 1999), составляющей ~1,7×10-4 ммоль/м3сут (0,06 ммоль/м3год). Учитывая, что Берингово море существенно продуктивнее АБ (экспортная продукция в Беринговом море как минимум на порядок выше), реальная оценка dSi/dt для наших условий, по-видимому, не должна превышать 6×10-3 ммоль/м3год. В этом случае оценка Q(Si)раств составляет ~ 1×1010 ммоль/год. Отсюда следует, что в нашем случае уменьшение силикатов в водной толще за счет вентиляции может превышать их прирост за счет растворения биогенного кремнезема.
Результаты исследований, представленные в настоящей статье, подтверждают, что плотные холодные воды Баренцева моря через желоба Св. Анны и Воронина вентилируют нижний слой АВ и верхнюю часть донных вод котловины Нансена. Ядро вентилирующих вод в 2007 г. наблюдалось на глубине 1000–1200 м, что соответствовало интервалу условных плотностей 28,015–28,03. Следствием вентиляции является поступление ~4×1011 моль/год кислорода и уменьшение силикатов на ~6×1010 моль/год. Этих потоков достаточно, чтобы компенсировать биохимическое потребление кислорода и прирост силикатов за счет растворения кремнезема в вентилируемом слое как в котловине Нансена, так и в котловине Амундсена.
Вертикальная структура и динамика подледного слоя океана (под ред. Тимохова Л. А.) // Л. Гидрометеоиздат, 1989, 142 с.
Головин П.Н. Особенности формирования и стока плотных шельфовых вод (каскадинга) в районе материкового склона котловины Нансена // Метеорология и гидрология, 2005, № 11, С. 44–62
Панов В.В., Шпайхер А.О. Влияние атлантических вод на некоторые черты гидрологического режима арктического бассейна и сопредельных морей // Океанология. 1963, Т.3, № 4, С. 579–590.
Пивоваров С.В. Химическая океанография арктических морей России. СПб.: Гидрометеоиздат, 2000, 88 с.
Русанов В.П., Яковлев Н.И., Буйневич А.Г. Гидрохимический режим Северного Ледовитого океана // Тр. ААНИИ, 1979, Т. 355, 144 с.
Современные методы гидрохимических исследований океана. М.: Изд-во Института Океанологии АН СССР им. П.П. Ширшова, 1992, 200 с.
Тимофеев В.Т. Взаимодействие вод Северного ледовитого океана с водами Атлантического и Тихого океанов // Океанология, 1963, Т.3, № 4, С. 569–578.
Трешников А.Ф., Никифоров Е.Г., Блинов Н.И. Итоги океанологических исследования на дрейфующих станциях «Северный Полюс» // Вопросы географии, 1976, Сб. 101, С. 49–69.
Aagaard K.,Swift J.H., Carmack E.C. Thermohaline circulation in the Arctic Mediterranean Sea // J. Geophys. Res., 1985, Vol. 90, P. 4833–4846.
Anderson L.G., Jones E.P., Swift J.H. Export production in the central Arctic Ocean evaluated from phosphate deficits // J. Geophys. Res., 2004, Vol. 108, No C6. 3199, doi:10.1029/2003JC002120
Coachman L.K., Whitledge T.E., Goering J.J. Silica in Bering Sea Deep and Bottom Water // Dynamics of the Bering Sea, 1999, P. 285–309.
Dmitrenko I.A., Kirillov S.A., Ivanov V.V, Woodgate R.A.,Polyakov I.V., Koldunov N., Fortier L., Lalande C.,Kaleschke L., Bauch D., Holemann J.A, Timokhov L.A. Seasonal modification of the Arctic Ocean intermediate water layer off the eastern Laptev Sea continental shelf break // J. Geophys. Res., 2009, Vol. 114, C06010, doi:10.1029/2008JC005229.
Martin H.J., Knauer G.A., Karl D.M., Broenkow W.W. VERTEX: carbon cycling in the northeast Pacific // Deep-Sea Res., 1987, Vol. 34, No. 2, P. 267–285.
Rudel B. Arctic Basin circulation // Geophys. Res. Letter, 2001.doi:10.1006/rwos2001. 0372 P.177–187.
Schauer U., Loeng H., Rudels B., Ozhigin V.K., Dieck W. Atlantic water flow through the Barents and Kara Seas // Deep-Sea Res., 2002, Vol. 49, P. 2281–2298.
Schauer U., Muench R.D., Rudel B.,Timokhov L. Impact of eastern Arctic shelf waters on the Nansen Basin intermediate layers // J. Geophys. Res., 1997, Vol.102, №C2, P.3371–3382
Abstract
It is suggested that the Barents Sea bottom cold waters entering through the St. Anna and Voronina Troughs to the Arctic Ocean determine the peculiarity of its hydrochemical regime. Dense shelf waters originated from the Barents Sea ventilate the low part of the Atlantic waters and upper layer of bottom water. The ventilation is resulted in dissolved oxygen maximum and silicate minimum at 1000–1200 m over the continental slope. The evaluation of oxygen and silicate fluxes is executed. Ventilation is resulted in injection of ~4×1011 mol O2 per year and lost of ~6×1010 mol Si per year in the deep water. The fluxes compensate the biochemical oxygen utilization and silicate growth due to silica inside the ventilated layers.