В работе рассматриваются наблюдения, выполненные в Международный полярный год на дрейфующей станции СП-35. Анализируется изменчивость в морском льду силикатов, фосфатов, общей щелочности и общего неорганического углерода. Обсуждается роль морского льда в первичном продуцировании, а также влияние образования и последующего таяния льда на обмен СО2 между океаном и атмосферой.
Главные закономерности формирования солевого состава морского льда в настоящее время изучены достаточно полно (Блинов, 1965, Савельев, 1971, Цуриков, 1976). Показано, что концентрация основных ионов изменяется во льду пропорционально изменениям солености. В значительно меньшей степени изучены процессы, определяющие поступление в морской лед биогенных элементов и изменчивость биогенных элементов в морском льду. Литературные данные по этому вопросу немногочисленны и касаются главным образом определения средних концентраций биогенных элементов (Блинов, 1965, Гудошников, 1988, Мельников, 1989, Мельников, 2005, Орадовский, 1974, Смагин и Пивоваров, 2005, Granskog and Kaartokallio, 2004). Между тем, углубление знаний о содержании и изменчивости биогенных элементов в морском льду исключительно важно для расширения представлений о роли льда в морских экосистемах. В малой степени изучены и аспекты включения в морской лед форм неорганического углерода. Здесь исследования, как правило, ограничиваются определением общей щелочности морского льда, основной вклад в которую дают карбонат и гидрокарбонат – ионы. Экспериментально показано (Richardson, 1976), что при замораживании морской воды и разбавленных водных растворов, содержащих гидрокарбонаты, образуется фаза карбоната кальция, что свидетельствует о протекании реакции:
Ca2+ + 2HCO3- = CaCO3 + CO2 + H2O (1)
Если реакция (1) протекает в натурных условиях и образующийся СО2 покидает сферу реакции, то процесс образования морского льда может сопровождаться выделением углекислого газа в атмосферу. Таким образом, определение общего неорганического углерода в морском льду представляет интерес для изучения цикла углерода в водах, в которых образуется морской лед, особенно в Северном Ледовитом океане и в Антарктике. В настоящей работе представлены результаты наблюдений содержания и распределения фосфатов, силикатов, общей щелочности и общего неорганического углерода в молодом, однолетнем и многолетнем льду, выполненных во время дрейфа станции СП-35.
Образцы льда отобраны в период с ноября 2007 г. по июнь 2008 г. Схема дрейфа станции представлена на рис. 1. При отборе проб льда руководствовались методикой (ГОСТ, 1985). Керны льда вырезались с помощью кольцевого бура, распиливались на слои. Поверхности слоев льда зачищались скребком из нержавеющей стали (снимался слой 0,5–1 см). Анализ льда выполнялся в полевой лаборатории.
Рис. 1. Траектория дрейфа станции СП-35 (октябрь 2007 г. – июль 2008 г.). Кружки показывают положение станции в начале каждого месяца, цифры обозначают номер месяца
Силикаты, фосфаты и общую щелочность определяли в воде, получаемой при таянии образцов льда при комнатной температуре в специально подготовленных полиэтиленовых контейнерах (предварительная выдержка в течение 2 суток в 0,1М HCl с последующей промывкой дистиллированной водой) с соблюдением предосторожностей от попадания пыли. Процесс таяния заканчивался, как правило, через 15–20 часов. Силикаты и фосфаты определяли фотоколориметрически на фотометре КФК-3 стандартными методами, принятыми в морской химии (Современные методы, 1992). При определении силикатов учитывалась поправка на соленость. Ошибка определения фосфатов составляла 0,01 мкМ, силикатов – 0,04 мкМ. Соленость льда определяли с помощью солемера ГМ-65. Для калибровки использовалась морская вода с известной электропроводностью, изготовленная в ИО РАН им. П.П. Ширшова (K(15° C) = 1,00025 и K(21° C) = 0,3254). Общую щелочность (TA) определяли методом прямого титрования по Бруевичу (Современные методы, 1992) с помощью автотитратора АТП-02 (производитель – Аквилон, Россия). Установочным веществом служил раствор карбоната натрия. Ошибка определения щелочности составляла не более 0,004 мэкв/л.
Метод определения общего неорганического углерода в морском льду основан на измерении общей щелочности и pH в талой воде, получаемой без газообмена с атмосферой, с последующим расчетом общего неорганического углерода на основании теории карбонатной системы морской воды. Подробное описание методики приводится в (Недашковский и Швецова, 2010).
На рис. 2 представлено вертикальное распределение солености в однолетнем и многолетнем исследуемом льду. Распределение солености (рис. 2а), характерно для однолетних льдов замерзающих акваторий северного полушария (Цуриков, 1976). Для этого распределения часто наблюдается минимум солености в средних слоях. Для многолетнего льда наблюдается заметное распреснение верхнего слой (рис. 2б). Для молодого льда характерны высокие значения солености в снеге на поверхности льда (до 80 psu).
Рис. 2 Распределение солености однолетнего (а) и многолетнего (б) льда. Толщина снега дана со знаком минус в пересчете на высоту слоя талой воды. На врезке – соленость однолетнего льда без снега на поверхности льда. Цифры – номера кернов
Силикаты и фосфаты
В табл. 1 приведены средние значения измеряемых параметров, которые дают представление о масштабах их изменчивости. Для льда, прошедшего летнее таяние, дополнительно приводятся средние значения для верхнего опресненного и нижнего «соленого» слоев.
Таблица 1. Средние содержания фосфатов и силикатов в кернах льда в экспедиции СП–35 (отрицательные значения толщины относятся к снегу на поверхности льда в пересчете на талую воду; для верхней части керна и для керна в целом учитывается снег на поверхности)
Сравнение с литературными данными (табл. 2) показывает, что настоящие наблюдения и наблюдения, выполненные в предыдущих экспедициях, по порядку величин удовлетворительно согласуются. В то же время, средние концентрации фосфатов и силикатов в нашей экспедиции ближе к величинам, полученным в 1998 г. (дрейф ледокола «SHEBA») и в 2005–2006 гг. (СП-34), чем к значениям, полученным двумя десятилетиями ранее (СП-22 и СП-23).
Таблица 2. Литературные данные о содержании фосфатов и силикатов в арктическом морском льду
Для Арктического бассейна основным источником поступления биогенных элементов в лед является, по-видимому, морская вода, захватываемая при росте льда. Целесообразно рассматривать нормированные концентрации биогенных элементов во льду в сравнении с нормированными концентрациями биогенных элементов в подледной воде. Так, нормированные силикаты (NSi) рассчитываются по формуле: NSi = (Si/Sal)×35. Здесь и далее нормирование выполнено к солености 35 psu.
На рис. 3 приведен временной ход нормированных силикатов и фосфатов в нижнем слое исследуемых молодых и однолетних льдов в сравнении с нормированными силикатами и фосфатами в подледной воде.
Рис. 3. Временной ход изменчивости нормированных силикатов (а) и фосфатов (б) в подледной воде (сплошная линия) и нижнем слое молодого и однолетнего льда (пунктирная линия) в районе дрейфа СП-35 (силикаты и фосфаты нормированы к солености 35 psu)
На рис. 3 а видно, что нормированные силикаты в нижнем слое льда и в подледной воде хорошо коррелируют между собой. Подобная закономерность наблюдалась нами ранее в экспедиции СП–34.
Выражение есть коэффициент относительного накопления силикатов в морском льду, Значения в молодом льду и для нижнего слоя однолетнего льда приведены в табл. 3 (для сравнения также приводятся данные по СП-34).
Таблица 3. Коэффициент относительного накопления силикатов в молодом льду и в нижнем слое однолетнего льда (толщина слоя 10–15 см)
При допущении, что химический состав жидкой фазы в нижнем слое льда определяется, главным образом, подледной водой, можно сделать вывод, что силикаты включаются в морской лед при его образовании в тех же пропорциях к солености, в каких они присутствуют в подледной воде. Таким образом, для однолетнего льда, опреснение которого еще не очень заметно, содержание силикатов, включенных в лед, может быть рассчитано с помощью выражения (2).
(2)
В отличие от силикатов для фосфатов (рис. 3б) корреляция между их концентрацией в нижнем слое льда и концентрацией в подледной воде не наблюдается. Коэффициент относительного накопления фосфатов в молодом льду и в нижнем слое однолетнего льда больше 1 (табл. 4), что согласуется с результатами, полученными нами в экспедиции СП–34.
Таблица 4. Коэффициент относительного накопления фосфатов в молодом льду и в нижнем слое однолетнего льда (толщина слоя 10–15 см)
Относительное накопление фосфатов может объясняться следующим. На границе лед – вода, по-видимому, существует поверхностный микрослой (ПМС), подобный ПМС на границе морская вода – атмосфера (Савенко, 1990). Химический состав морского льда отражает, на наш взгляд, химический состав ПМС на границе лед – морская вода (Агатова и Лапина, 2001, Недашковский, 2002). Вероятно, в ПМС на границе лед – морская вода, как и в ПМС на границе атмосфера – морская вода, происходит накопление органического вещества, вследствие чего в ПМС наблюдается более высокая интенсивность микробиологических процессов. По этой причине ПМС обогащается продуктами, получающимися при деструкции органического вещества, в частности, фосфатами.
На распределение биогенных элементов будет оказывать влияние опреснение, особенно заметное в верхней части льда. На рис. 4 приведена зависимость между концентрациями силикатов, фосфатов и соленостью для верхнего слоя исследуемого льда. Видно, что между силикатами и соленостью существует практически прямо пропорциональная зависимость. Следовательно, при опреснении льда концентрация силикатов будет уменьшаться пропорционально солености. В целом такая же тенденция имеет место и для фосфатов. В то же время в снеге на поверхности льда (керны 24 и 27) и в верхнем слое керна 41 наблюдаются повышенные содержания фосфатов. Возможная причина – выпадение фазы фосфатов, которая задерживается в снеге, в то время как рассол мигрирует в лед.
Рис. 4. Зависимость силикатов (а) и фосфатов (б) от солености для верхнего слоя льда (темные кружки) и снега на поверхности льда (светлые кружки). Цифры – номера кернов
Вертикальное распределение нормированных силикатов представлено на рис. 5. Во время полярного дня происходит существенное уменьшение силикатов (рис. 5а, нижняя часть керна 38 и вся толща керна 43). Это уменьшение, на наш взгляд, связано с потреблением силикатов фитопланктоном, поскольку заметной миграции жидкой фазы в кернах однолетнего льда, за исключением верхней части, не наблюдается (рис. 2а). Деятельность фитопланктона начинается в нижней части льда и затем распространяется на всю его толщу. В фитопланктоне Арктического бассейна и во флоре, распределенной в толще льда, преобладают диатомовые микроводоросли (Мельников, 1989). Величину первичной продукции диатомовых (PP) можно оценить по формуле (3).
Рис. 5 Вертикальное распределение нормированных силикатов в исследуемом однолетнем (а) и многолетнем (б) льду. Толщина снега дана со знаком минус в пересчете на высоту слоя талой воды. Цифры – номера кернов. На врезке распределение нормированных силикатов в многолетнем льду без снега на поверхности керна
PP=K×ΔSi×12×H×10−3, (мгС/м2), (3)
где:
K – атомное отношение C/Si для фитопланктона;
ΔSi – биоассимиляция силикатов, мкмоль/м2;
H – толщина льда, м;
12 – атомная масса углерода.
В работе (Иваненков, 1979) для диатомового фитопланктона приводится следующий химический состав (весовые отношения): C: Si: P = 100: 99,3: 3,2 (по Виноградову) и C: Si: P = 100: 93: 2,7 (по Свердрупу). Отсюда следует, что атомное отношение C/Si = 2,3–2,4. Результаты оценки РР приведены в табл. 5, в предположении, что H = 1 м.
Таблица 5. Оценка первичной продукции диатомового фитопланктона по убыли силикатов в однолетнем льду в 2008 г.
Полученная оценка удовлетворительно согласуется с измеренной величиной первичной продукции в молодом льду толщиной 50 см в восточной части моря Уэделла (Mock, 2002) ~0,25 мгС/м2сут и с оценкой, полученной нами по убыли силикатов весной в однолетнем арктическом льду в экспедиции СП-34 (~0,3 мгС/м2сут).
Вертикальное распределение силикатов в исследованном льду, прошедшем период летнего таяния, (рис. 5б) существенно отличается от рассмотренного выше распределения силикатов в однолетнем льду. Характерная особенность вертикального распределения силикатов во льду, прошедшем зимнее таяние, – наличие значительного максимума в средней части кернов, часто на нижней границе верхнего опресненного слоя. Нормированные силикаты в таких максимумах достигают очень больших величин (до 40 мкМ). Подобное явление наблюдалось нами в многолетнем арктическом льду ранее (в экспедиции СП-34) и, вероятно, является достаточно общей чертой многолетних льдов. Несмотря на заметное опреснение исследуемого многолетнего льда, в темное время средние концентрации силикатов в нем и в однолетнем льду достаточно близки. Кроме того, средняя концентрация силикатов в многолетнем льду в темное время выше средней концентрации силикатов в однолетнем льду в летний период, когда происходит активная ассимиляция силикатов фитопланктоном. Можно предположить, что в процессе роста арктического морского льда концентрация силикатов проходит через минимум в летнее время. Это может, по-видимому, объясняться следующим. После исчерпания запаса силикатов во льду, фитопланктон, вероятно, может получать силикаты из подледной воды. Таким образом, во льду в летнее время может идти накопление силикатов, обусловленное биологическими причинами. Накапливаемые силикаты должны находиться, главным образом, в нерастворимой форме SiO2 биогенного происхождения. После отмирания фитопланктона с наступлением темного времени часть биогенного кремнезема растворяется, что приводит к повышению силикатов в многолетнем льду. Согласно (Мельников, 1989) оценка первичной продукции в слое льда 100–200 см в период максимального роста водорослей составляет (1–2)×101 мгС/м3сут. Предполагая, что интенсивный продукционный период составляет ~ 30 суток, получим, что во льду может накопиться ~ (1,5×101) ×30/12 = 38 мкМ углерода, что соответствует ~ 16 мкМ SiO2 (при атомном отношении C/Si = 2,4). Если ~ 10 % накопленного кремнезема после прекращения вегетации перейдет в растворенное состояние, то в зимнее время концентрация силикатов в этом слое льда может составить ~ 1,6 мкМ. Выполненная оценка по порядку величины удовлетворительно согласуется с концентрациями силикатов в средней части кернов льда, прошедшего летнее таяние.
Вертикальное распределение нормированных фосфатов (для однолетнего льда) и фосфатов (для многолетнего льда) представлено на рис. 6.
Рис. 6. Вертикальное распределение в исследуемом льду: а – нормированных фосфатов (однолетний лед) и б – фосфатов (многолетний лед). Толщина снега дана со знаком минус в пересчете на высоту слоя талой воды. Заштрихованная область – интервал концентраций фосфатов в подледной воде. Цифры – номера кернов
В целом между концентрацией фосфатов и силикатов в исследуемом льду наблюдается корреляция. Атомное отношение фосфатов к силикатам во льду составляет ~ 0,3, что на порядок выше стехиометрического отношения в диатомовом планктоне (Иваненков, 1979). Отсюда следует, что фосфаты находятся в значительном избытке и первичная продукция, которая может быть создана на запасе биогенных элементов во льду, лимитируется силикатами. По этой причине значительному уменьшению силикатов в керне 43 (вызванному, как предполагалось выше, деятельностью фитопланктона) не отвечает видимое уменьшение фосфатов. Вертикальное распределение фосфатов в исследованном льду, прошедшем период летнего таяния, (рис. 6б) имеет те же особенности, что и распределение силикатов. Здесь также наблюдаются максимумы концентраций, часто расположенные в области градиентов солености. Для рассматриваемого льда экстремумы фосфатов выражены более отчетливо, чем для аналогичного льда, отобранного в экспедиции СП–34.
Рассмотренные экспериментальные данные позволяют выделить основные факторы, определяющие накопление силикатов и фосфатов в исследованном морском льду.
1) Первоначальное накопление в процессе образования льда за счет включения подледной воды. При первоначальном накоплении концентрация включаемого элемента определяется выражением (4):
, (4)
где:
Элед, Эмор. вода – концентрация элемента во льду и в подледной воде;
Salмор. вода, Salлед – соленость подледной воды и соленость льда;
KЭотн – коэффициент относительного накопления элемента.
Для силикатов коэффициент относительного накопления равен 1, для фосфатов больше 1. Если повышенное значение коэффициента накопления во льду объясняется включением элемента в лед из ПМС, то вероятны вариации коэффициента накопления, которые будут определяться содержанием в ПМС органических веществ и интенсивностью микробиологических процессов. По этой причине корреляция, наблюдаемая между силикатами в подледной воде и в нижнем слое льда, для фосфатов отсутствует (рис. 3б).
2) Изменение концентраций силикатов и фосфатов в толще льда, обусловленное опреснением льда. Для основной толщи льда, при опреснении морского льда концентрации силикатов и фосфатов будут уменьшаться прямо пропорционально уменьшению солености.
3) Изменение концентраций биогенных элементов под влиянием физико-химических и биологических процессов в толще льда. Наиболее вероятным физико-химическим процессом, влияющим на особенности распределения в толще льда, является образование твердой фазы или включение в твердую фазу за счет сорбции. Для силикатов, которые в верхней части керна, подверженной наиболее значительному охлаждению, меняются практически прямо пропорционально солености, данный процесс, по-видимому, не играет заметной роли. Для фосфатов включение в твердую фазу, миграция которой отстает от миграции рассола, может быть вероятно. Повышенное содержание фосфатов в снегу на поверхности кернов 24 и 27 соответствует повышенному значению общей щелочности, что позволяет предположить сорбцию фосфатов на карбонате кальция.
На наш взгляд, относительное накопление фосфатов, обусловленное этим процессом, как и относительное накопление щелочности, может быть значимо в данных климатических условиях для исследуемого льда лишь в снегу на поверхности льда и в относительно тонком верхнем слое льда. Увеличение фосфатов в толще льда может вызываться также микробиологической деструкцией фосфорсодержащего органического вещества. В светлое время во льду происходит развитие фитопланктона, что должно уменьшать концентрации биогенных элементов. Поскольку из двух питательных веществ фосфор присутствует в значительном избытке, то в начальной стадии развития фитопланктона будет наблюдаться сильное падение силикатов, уменьшение же фосфатов практически не заметно.
Щелочность и общий неорганический углерод
На рис. 7а показана зависимость общей щелочности от солености льда (при построении графика использованы результаты измерений для всех слоев льда).
На рисунке видно, что для большинства измерений точки хорошо ложатся на прямую, проходящую через начало координат, наклон которой определяется отношением (TA/Sal) для подледной морской воды. Заметные отклонения наблюдаются для снега на поверхности льда. Здесь отношение TA/Sal выше, чем в подледной воде, и по мере опреснения снега наблюдается рост TA/Sal. Аналогичные данные были получены в экспедиции на дрейфующей станции СП-34 (Недашковский и др., 2009). Полученные результаты рассматриваются как косвенное свидетельство того, что в естественных условиях в тонком слое снега на поверхности льда происходит выпадение фазы карбоната кальция. В основной толще льда реакция (1) либо не происходит, либо фаза СаСО3 мигрирует вместе с рассолом. В целом рассматриваемый лед характеризуется практически таким же отношением TA/Sal, как и подледная вода.
Рис. 7. Зависимость общей щелочности (а) и общего неорганического углерода (б) в исследуемом морском льду от солености (для сравнения нанесены данные для подледной морской воды; точки, отмеченные цифрами, относятся к снегу на поверхности кернов с данными номерами)
На рис. 7б представлена зависимость общего неорганического углерода в исследуемом льду от солености (Недашковский и Швецова, 2010). При построении графика использованы результаты определений в послойных пробах всех кернов льда. В большинстве случаев точки хорошо ложатся на прямую, проходящую через начало координат, наклон которой определяется отношением (TС/Sal) для подледной морской воды. Это означает, что в основной толще рассматриваемого льда отношение TС/Sal практически такое же как в подледной воде. Данный факт согласуется с предположением, что в основной толще льда реакция (1) не происходит. В противном случае оба продукта реакции (1), СаСО3 и СО2, не разделяются и мигрируют вместе с рассолом. Заметные отклонения от прямой, проходящей через начало координат, наблюдаются для снега на поверхности льда, причем отношение TС/Sal ниже, чем в подледной воде. Практически во всей толще льда отношение ТА/ТС = 1,07±0,06, что хорошо согласуется со значением в подледной воде (1,071±0,005). Лишь в снегу на поверхности льда ТА/ТС возрастает, стремясь к величине 2. Значение ТА/ТС близкое к 2 означает, что основной формой неорганического углерода в снегу является СаСО3, т. е. в снегу на поверхности льда реакция (1) может протекать практически полностью.
Полученные результаты позволяют оценить количество СО2, выделяемого в атмосферу при образовании морского льда. Для слоя льда толщиной Н можно записать:
ΔСО2 = 10×(ТС1 – ТСизмер)×d×H, (5)
где:
ΔСО2 – потеря СО2 в слое льда толщиной H (см) на единицу площади льда (ммоль/м2);
ТС1 – концентрация общего неорганического углерода в слое льда при условии, что выделения СО2 не происходит (ммоль/кг);
ТСизмер – наблюдаемая концентрация общего неорганического углерода в этом же слое льда (ммоль/кг);
d – плотность льда, кг/дм3 (для снега на поверхности льда, толщина которого дается в пересчете на талую воду, d = 1).
На основании выполненных наблюдений величина ТС1 может быть рассчитана из общей щелочности льда, поскольку в образующемся морском льду отношение ТА/ТС равно отношению ТА/ТС в подледной морской воде (1,07). Тогда ТС1 = ТАизмер/1,07.
Общий поток СО2, выделившийся при образовании льда, ↑F(CO2), ммоль/м2, получим, суммируя потери СО2 по всем слоям льда:
(6)
Результаты расчетов представлены на рис. 8а. За исключением керна 18 общий характер изменчивости ↑F(CO2) представлен на врезке. Наблюдаемая потеря СО2 при Н=0 объясняется тем, что толщина снега, как отмечалось выше, дается с отрицательным знаком. Основная потеря СО2 наблюдается в снегу на поверхности льда и в верхней части керна. По этой причине количество выделяемого СО2 практически не зависит от толщины льда. Из полученных результатов следует, что в период наблюдений с января по начало мая при образовании и росте однолетнего льда в атмосферу выделяется 20±4 ммоль/м2 СО2. Это составляет для льда толщиной 1 м примерно 10 % от потенциально возможного выделения СО2.
Рис. 8. Потеря СО2 на единицу площади льда в зависимости от толщины льда (а) и давление углекислого газа, рассчитанное в воде, получаемой при таянии льда при 0 °С (б). Цифры – номера кернов, на врезке – общий характер изменчивости F(CO2) от толщины льда
На рис. 8б показаны результаты расчета давления углекислого газа, Р(СО2), в воде, получаемой при таянии льда при 0° С, при условии, что карбонат кальция находится в растворе. За исключением керна 42 давление СО2 в талой воде значительно ниже парциального давления СО2 в атмосферном воздухе. Следует заметить, что аномалия керна 42 наблюдается в верхней распресненной части, когда при используемой методике величины ТА и ТС имеют большую погрешность. К сожалению, ледовая обстановка в районе взятия керна 42 не позволила получить новые образцы льда. Самое низкое давление СО2 характерно для снега и верхнего слоя льда, что обусловлено выделением получающегося СО2 в атмосферу. Для молодого льда (керны 32, 34, 36) Р(СО2) относительно велико. Это связано, по-видимому, с тем, что выделение СО2 в атмосферу еще не успело произойти. Высокие значения Р(СО2), наблюдаемые в 2-х слоях кернов 10 и 16, являются исключением, и возможно, связаны с ошибкой измерения. Из полученных результатов следует, что вода, образующаяся при таянии исследуемого однолетнего льда, должна поглощать атмосферный СО2, вследствие чего, процесс таяния льда будет сопровождаться стоком углекислого газа.
Представленные в настоящей работе данные по щелочности и общему неорганическому углероду для однолетнего льда позволяют оценить потенциально возможное количество СО2, которое может быть поглощено талой водой, ↓F(CO2).
↓F(CO2)=(TCравн − TCнабл)×H, (7)
где:
ТСравн – концентрация общего неорганического углерода в талой воде при давлении СО2 равновесном с атмосферой (380 мкатм);
ТСнабл – наблюдаемая концентрация общего неорганического углерода в талой воде;
Н – толщина слоя талой воды.
Равновесная концентрация общего неорганического углерода (ТСравн) рассчитывается на основании теории карбонатной системы морской воды. ТСравн = f(Sal,T,P(CO2)=380 мкатм). В предположении, что тает слой льда толщиной 1 м, поглощение СО2 при 0 °С может составить до 50 ммоль/м2. Результирующим эффектом, к которому приведет образование морского льда (выделение ~ 20 ммоль/м2) и последующее его таяние (поглощение до 50 ммоль/м2), может быть сток атмосферного углекислого газа (до 30 ммоль/м2). Сезонный ход выделения и поглощения СО2, обусловленный рассматриваемыми процессами, может приводить к сезонным изменениям концентрации СО2 в атмосфере Арктического бассейна. Если рассматривать только вертикальное перемешивание в атмосфере, то изменение концентрации СО2 (ΔC) в столбе воздуха высотой H метров составит:
ΔC = (F×22,4×10-3)/H, (8)
где:
F – поток углекислого газа моль/м2,
22,4 – объем моля газа при нормальных условиях (дм3).
Принимая H ~ 0,7×103 м (эффективная высота пограничного слоя атмосферы), для прироста СО2, вызванного образованием льда, получим: ΔC↑ = (0,02×22,4×103)/700 = 0,6×10-6 (0,6 ppm). Аналогично, уменьшение СО2, вызванное поглощением талой водой, может составить до 1,6 ppm. Если H принять равной характеристической высоте атмосферы ~ 8×103 м (Бриблкумб, 1988), то оценка амплитуды уменьшится на порядок. Полученные оценки малы по сравнению с амплитудой сезонных колебаний СО2, составляющей в центральной области Евразии ~ 10 ppm (Кашин и др., 2007) и на Гавайях ~ 6 ppm (Секихара, 1982), которые связывают с сезонным ходом продукционно-деструкционных процессов. Выполненная оценка показывает, что сезонные вариации СО2 в атмосфере Арктического бассейна, вызываемые образованием – таянием льда, по-видимому, незначительны.
Проанализированы основные факторы, определяющие накопление и динамику силикатов и фосфатов во льду Арктического бассейна. Показано, что силикаты включаются в лед в той же пропорции к солености, в которой они находились в подледной воде. Для фосфатов наблюдается относительное накопление во льду (примерно в 2 раза). При опреснении верхней части льда силикаты уменьшаются в целом пропорционально солености. Для фосфатов в снегу на поверхности льда при опреснении возможно относительное накопление, обусловленное, по-видимому, сорбцией на карбонате кальция. Важные процессы, определяющие динамику силикатов – биоассимиляция диатомовым фитопланктоном с наступлением полярного дня, последующее накопление силикатов в виде взвеси SiO2 за счет поглощения из подледной воды содержащимся во льду фитопланктоном, рост концентрации за счет растворения части SiO2, накопленного во льду. Динамика фосфатов, обусловленная аналогичными процессами, выражена не так сильно, поскольку атомное отношение Si/P в исследуемом льду значительно меньше стехиометрического для диатомового планктона, вследствие чего первичная продукция определяется силикатами.
Для основной толщи исследованного однолетнего и многолетнего морского льда и для кернов льда в целом зависимость щелочности от солености описывается выражением TA = k×Sal. Коэффициент пропорциональности (k) – равен щелочно-соленостному отношению в подледной воде. Приведенная зависимость выполняется в широком интервале соленостей: от 0,1 psu (распресненная часть многолетнего льда) до ~ 60 psu (снег на поверхности молодого льда). Образование такого льда практически не меняет щелочно – соленостного отношения поверхностной морской воды.
При образовании морского льда общий неорганический углерод включается в лед в том же отношении к солености, в котором он находится в подледной морской воде. В снегу на поверхности льда и в верхнем слое льда наблюдается потеря углекислого газа, обусловленная протеканием реакции разложения гидрокарбоната кальция с образованием СаСО3 и СО2. Плотность потока выделения углекислого газа в период с начала образования льда до начала летнего таяния оценивается величиной 20±4 ммоль/м2. Это составляет примерно 10 % от максимально возможного количества СО2, которое могло бы выделиться при условии полного разложения гидрокарбоната кальция в однолетнем льду толщиной 1 м. Вода, получающаяся при таянии однолетнего морского льда, резко ненасыщенна углекислым газом, следовательно, таяние льда может приводить к стоку атмосферного углекислого газа. Суммарным результатом, вызываемым образованием и последующим таянием льда, может быть сток СО2 до 30 ммоль/м2.
Агатова А.И., Лапина Н.М. Органическое вещество во льдах высоких широт Баренцева моря // Опыт системных океанологических исследований в Арктике. М.: Научный Мир. 2001. С 221–225.
Андруз Д., Бримблекумб П., Джикелз Т., Лисс П. Введение в химию окружающей среды М.: Мир. 1999. 272 с.
Блинов Л.К. Солевой состав морской воды и льда // Тр. Гос. океанографического ин-та. 1965. Вып. 83. С. 5–56.
Бриблкумб П. Состав и химия атмосферы. М.: Мир. 1988. 352 с.
ГОСТ 17.1.5.05–85. Общие требования к отбору проб поверхностных и морских вод, льда и атмосферных осадков. М.: Издательство стандартов, 1985. 15 с.
Гудошников Ю.П. Особенности формирования химического состава дрейфующих льдов Северного Ледовитого океана: Диссертация на соискание уч. ст. канд. геогр. наук. Л., 1988. ААНИИ. 154 с.
Иваненков В.Н. Общие сведения об азоте, фосфоре и кремнии // Химия океана. Т.1. М.: Наука. 1979. C. 176–184
Кашин Ф.В., Арефьев В.Н., Каменноградский Н.Е., Семанов В.К., Синяков В.П. Содержание углекислого газа в толще атмосферы центральной части Евразии (станция мониторинга «Иссык-Куль») // Известия РАН. Физика атмосферы и океана. 2007. Т. 43. № 4. С. 521–530.
Мельников И.А. Экосистема арктического морского льда. М.: Ин-т океанологии им. П.П. Ширшова, 1989. 192 с.
Мельников И.А. Экосистема морского льда и верхнего слоя океана в условиях глобальных изменений в Арктике // Биология моря. 2005. Т. 31. № 1. С. 3–10.
Недашковский А.П. Кадмий и свинец во льду Амурского залива (Японское море) // Океанология. 2002. Т. 42, Вып. 3. С. 364–369.
Недашковский А.П., Хведынич С.В., Петровский Т.В. Фосфаты и силикаты в морском льду высокоширотной Арктики (по материалам дрейфующей станции «Северный Полюс-34») // Океанология. 2008. Т. 48. № 5. С. 698–708.
Недашковский А.П., Хведынич С.В., Петровский Т.В. Щелочность морского льда высокоширотной Арктики (наблюдения на дрейфующей станции «Северный Полюс-34») // Океанология. 2009. Т. 49. № 1. С. 61–69.
Недашковский А.П., Швецова М.Г. Общий неорганический углерод в морском льду // Океанология. 2010. Т. 50. № 6. С. 910–917.
Орадовский С.Г. Исследование химического состава морских антарктических льдов // Океанология. 1974. Т. 14. Вып.1. С. 64–69.
Савельев Б.А. Физика, химия и строение природных льдов и мерзлых горных пород. М.: Из-во Московского университета. 1971. 508 с.
Савенко В.С. Химия водного поверхностного микрослоя. Л.: Гидрометеоиздат, 1990. 184 с.
Секихара К. Возможные изменения климата, вызванные увеличением содержания СО2 в атмосфере // Химия окружающей среды. М.: Химия. 1982. С. 238–259.
Смагин В.М., Пивоваров С.В. Гидрохимические наблюдения на дрейфующих станциях СП и в высокоширотных воздушных экспедициях «Север» // Научные исследования в Арктике. Т.1. Научно-исследовательские дрейфующие станции «Северный полюс». СПб.: 2005. С. 196–203.
Современные методы гидрохимических исследований океана. М. 1992. Изд – во Института Океанологии АН СССР им. П.П. Ширшова. 200 с.
Цуриков В.Л. Жидкая фаза в морских льдах. М.: Наука. 1976. 210 с.
Granskog M.A., Kaartokallio H. An estimation of the potential fluxes of nitrogen, phosphorus, cadmium and lead from sea ice and snow in the northern Baltic Sea // Water, Air, and Soil Pollution. 2004. V. 154. P. 331–347.
Krembs C., Eicken H., Junge K., Deming J.W. High concentrations of exopolymeric substances in Arctic winter sea ice: implications for the polar ocean carbon cycle and cryoprotection of diatoms // Deep – Sea Research. Part I. 2002. V.49. P. 2163–2181.
Melnikov I.A., Kolosova E.G., Welch H. E., Zhitina L. S. Sea ice biological communities and nutrient dynamics in the Canada Basin of the Arctic Ocean // Deep – Sea Research. Part I. 2002. V.49. P. 1623–1649.
Mock T. In situ primary production in young Antarctic sea ice // Hydrobiologia. 2002. V. 470. P. 127–132.
Richardson C. Phase relationship in sea ice as a function of temperature // J. of Glaciology. 1976. V. 17. №. 77. P. 507–519.
Abstract
The observations executed on the drifting station «NP-35» under International Polar Year are considered. Silicate, phosphate, total alkalinity and total inorganic carbon variations in sea ice are analyzed. The role of sea ice in primary production and its effect on CO2 exchange between ocean and atmosphere are also discussed.