Пугач Светлана Петровна - Тихоокеанский океанологический

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева Дальневосточного отделения Российской академии наук Федеральное государственное автономное образовательное учреждение высшего образования «Национальный исследовательский Томский политехнический университет» На правах рукописи Пугач Светлана Петровна ИЗМЕНЧИВОСТЬ РАСТВОРЕННОГО ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА НА ШЕЛЬФЕ МОРЕЙ ВОСТОЧНОЙ АРКТИКИ Специальность 25.00.28 – Океанология Диссертация на соискание ученой степени кандидата географических наук Научный руководитель: доктор географических наук Семилетов Игорь Петрович Владивосток – 2015 2 ОГЛАВЛЕНИЕ Стр. Список сокращений…………………………………………………………………... 4 Введение………………………………………………………………………………... 5 Глава 1. Современное состояние проблемы…………………....………………….. 15 1.1 Район исследований………………………………………………………..…. 15 1.1.1 Море Лаптевых………………………………………………………..….. 18 1.1.2 Восточно-Сибирское море………………………………………….…… 22 1.2 Характеристика основных источников органического вещества на арктическом шельфе……………………….…………………………………. 25 1.3 Окрашенное растворенное органическое вещество в шельфовых водах морей Восточной Арктики…………………………………………………... 1.4 Спектральные характеристики окрашенного 29 растворенного органического вещества……………………………………………………... 34 Глава 2. Материалы и методы исследований……………………………………... 38 2.1 Материалы исследований………………………………………………….…... 38 2.2 Методы исследований………….…………………………………….………… 40 2.2.1 Методы определения содержания растворенного органического углерода………………………………………………………………………..…. 40 2.2.2 Методы определения содержания окрашенного растворенного органического вещества…………………………………………………….….... 42 2.2.3 Методы определения и расчета параметров карбонатной системы…..... 44 Глава 3. Распределение растворенного органического углерода на шельфе морей Восточной Арктики в летне-осенний сезон (на примере 2008 г.)….….… 48 3.1 Пространственное распределение растворенного органического углерода на шельфе морей Восточной Арктики и контролирующие его процессы…..….. 48 3.2 Региональные особенности распределения растворенного органического углерода на шельфе морей Восточной Арктики……………..…………………… 54 3.2.1 Восточная часть моря Лаптевых……………..…………………………… 54 3.2.2 Западная часть Восточно-Сибирского моря…………..…………………. 57 3.2.3 Восточная часть Восточно-Сибирского моря…………………..………... 61 3.2.4 Вертикальное распределение растворенного органического углерода 3 на шельфе морей Восточной Арктики…………..……………………………… 63 3.3 Выводы……………………………………………..……………………………. 66 Глава 4. Изменчивость спектральных характеристик окрашенной фракции растворенного органического вещества на шельфе морей Восточной Арктики…………………………………………………………………………………. 68 4.1 Пространственная изменчивость спектральных характеристик окрашенной фракции растворенного органического вещества……………..………………..… 68 4.2 Межгодовая изменчивость распределения окрашенного растворенного органического вещества……………………………………………..……………... 78 4.3 Выводы…………………………….………………………………………..…… 84 Глава 5. Взаимосвязь окрашенного растворенного органического вещества с параметрами окружающей среды на шельфе морей Восточной Арктики…………………………………………………………………….…. 85 5.1 Использование оптических характеристик растворенного органического вещества для экспресс-метода оценки концентраций растворенного органического углерода ………………………..…………………………………... 85 5.2 Роль окрашенного растворенного органического вещества в ослаблении проникновения фотосинтетически активной радиации в водную толщу…..….. 5.3 Корреляционная связь окрашенного растворенного 89 органического вещества с основными гидрохимическими параметрами окружающей среды.... 92 5.4 Выводы ……………………………………………………………………..…... 96 Заключение………………………….………………………………………………..… 98 Список литературы……………………………………………………………………. 100 4 СПИСОК СОКРАЩЕНИЙ ВОУ – взвешенный органический углерод ВСМ – Восточно-Сибирское море ГВ – гуминовые вещества МВА – моря Восточной Арктики МЛ – море Лаптевых ММП - многолетнемерзлые породы ОВ – органическое вещество ОРОВ – окрашенное растворенное органическое вещество ОУ – органический углерод ПП – первичная продукция РОВ – растворенное органическое вещество РОУ – растворенный органический углерод СЛО – Северный Ледовитый океан СХ – сульфат хинина ФАР – фотосинтетически активная радиация C - углерод CDOM - colored or chromophoric dissolved organic matter 5 ВВЕДЕНИЕ Актуальность. Современные климатические изменения наиболее ярко выражены в высоких широтах Северного полушария, что проявляется в повышении среднегодовой температуры воздуха, увеличении интенсивности атмосферной циркуляции, сокращении площади и толщины морских льдов, росте деградации мерзлоты, а также масштабов береговой эрозии и стока рек (IPCC, 2007; AMAP, 2012). Северный Ледовитый океан (СЛО), занимающий только 4% от площади Мирового океана, получает около 11% от общепланетарного речного стока, при этом воды арктических рек характеризуются одними из высочайших в мире концентрациями растворенного органического углерода (Shiklomanov et al., 2000; McClelland et al., 2012). Он также окружен многолетней мерзлотой (Рисунок 1), которая является природным хранилищем огромного количества лабильного органического вещества, активно вовлекающегося в современный биогеохимический цикл (Семилетов, 1999; Semiletov et al., 2005, 2007, 2011; Vonk et al., 2012). Речной сток и продукты разрушения берегового ледового комплекса являются основными поставщиками наземного органического вещества в шельфовые воды морей Восточной Арктики (Rachold et al., 2004). Однако процессы его переноса и распределения в арктической системе «суша-шельф» до сих пор мало изучены, особенно в Восточной Арктике, которая характеризуется суровым климатом и низкоразвитой инфраструктурой, что делает этот регион одним из самых труднодоступных (Арктика на пороге…, 2000). Наиболее надежным показателем количественного содержания органического вещества (ОВ) в морских водах является органический углерод (ОУ), составляющий примерно половину массы ОВ (Скопинцев, 1979). Основная часть органического углерода (и, соответственно, ОВ) в океане представлена его растворенной формой (Романкевич и др., 2009), оценка содержания и динамики которой необходима для исследования и уточнения современного биогеохимического цикла углерода. Изучение изменчивости растворенного органического вещества (РОВ) в условиях быстрых климатических изменений требует, во-первых, разработки методических основ качественной и количественной оценки содержания растворенного органического углерода (РОУ) и способов их практической реализации в полевых условиях Арктики; во-вторых, выбора репрезентативного района исследований – ключевого региона, в 6 котором происходящие климатические изменения проявляются наиболее отчетливо. Именно таким регионом является северо-восток Азии, который наряду с Аляской, в наибольшей степени подвержен этим изменениям (Semiletov et al., 2000, 2011, 2013; Savelieva et al., 2000; AMAP, 2012; Катцов и Порфирьев, 2012). Рисунок 1 – Распространение многолетней мерзлоты в водосборных бассейнах крупнейших арктических рек Настоящая работа направлена на исследование пространственной и межгодовой изменчивости РОВ в летне-осенний сезон в системе «суша-шельф» в Восточном секторе Арктики, который включает шельф морей восточной Арктики (моря Лаптевых, Восточно-Сибирское и Чукотское, далее по тексту МВА) и водосбор крупнейших рек этого региона - Лены, Индигирки и Колымы. Рассмотрение шельфа МВА ограничено морями Лаптевых и Восточно-Сибирским, в которых влияние речного стока и биогеохимический сигнал деградации мерзлоты наиболее выражены (Григорьев и др., 2006; Пипко и др., 2005; Пугач и Пипко, 2012; Семилетов, 1999; Alling et al., 2010; Pugach et al., 2010; Sanchez-Garsia et al., 2011; Semiletov et al., 2005, 2011, 2013). 7 В шельфовых водах значительная часть РОВ (до 70%) представлена его хромофорной фракцией – окрашенным растворенным органическим веществом (ОРОВ), известным в англоязычной литературе как CDOM (colored or chromophoric dissolved organic matter). Названием «окрашенное» (или «желтое») растворенное органическое вещество обязано своим светопоглощающим свойствам - характерной особенностью ОРОВ является его способность поглощать солнечную энергию в ультрафиолетовой и видимой частях спектра (Люцарев, 1968; Копелевич, 1982). Изменяя оптические свойства воды, ОРОВ играет важную роль в биогеохимии прибрежных вод СЛО. Крупнейшая по величине стока растворенного органического углерода (Gordeev et al., 1996; McClelland et al., 2012) и по объему водного стока (Антонов, 1957; AMAP, 2012) сибирская р. Лена является основной магистралью поступления РОУ на шельф МВА. Ее водосбор почти полностью находится в зоне распространения многолетней мерзлоты (Рисунок 1), занимает около 2,5 млн. км2 и соизмерим с площадью шельфа всех арктических морей России, составляющих порядка 25% площади СЛО. Сток р. Лены оказывает значительное влияние на термохалинный и биогеохимический режим не только моря Лаптевых, но и Восточно-Сибирского моря (Никифоров и Шпайхер, 1980; Пипко и др., 2005, 2010a,б, 2015; Пугач и Пипко, 2012; Holemann et al., 2011; Pipko et al., 2011; Savelieva et al., 2000; Semiletov et al., 2000, 2005, 2011, 2013). Предполагается, что потепление и таяние мерзлоты в исследуемом регионе приведет к еще более значительной мобилизации захороненного ранее наземного ОВ, увеличению его выноса в море с речным стоком (и в результате разрушения берегов) с последующим включением в современный биогеохимический цикл. Учитывая, что конечным продуктом разложения ОВ в речных и морских аэробных условиях является двуокись углерода (СО2), выполнение данной работы является важным этапом и для последующего выхода на количественные оценки эмиссии СО 2 в атмосферу, которые были начаты при участии автора (Пипко и др., 2005, 2006, 2008-2011, 2015; Pipko et al., 2002, 2011; Semiletov et al., 2011, 2013). Если учесть, что в современной атмосфере содержится около 750 Гт С-СО2 (ACIA, 2004; IPCC, 2007), а только в тонком (~ 2-3 м) поверхностном слое почв Севера (включая береговой ледовый комплекс) находится количество ОВ, эквивалентное 1024 Гт С (Tarnocai et al., 2009), то становится очевидным, что вовлечение в круговорот даже доли ОВ, аккумулированного в вечной 8 мерзлоте, может привести к существенному увеличению эмиссии в атмосферу СО2 – одного из основных парниковых газов, определяющих глобальные изменения климата. В Восточно-Сибирском регионе экспедиционные работы с конца 1980х до середины 2000х годов были полностью прекращены из-за значительного сокращения финансирования на научные исследования в Российской Арктике (Арктика на пороге…, 2000). Современный этап в комплексных исследованиях в системе «атмосфера-сушашельф» на шельфе МВА с использованием аналитического оборудования нового поколения начался около 15 лет назад. Долгие годы общей проблемой в области изучения межгодовой изменчивости РОУ в системе «река – море» являлось использование методов анализа, которые не давали гарантии 100% извлечения определяемого элемента или требовали больших затрат времени, дорогостоящих реактивов и специально подготовленного помещения (Ягов, 2009). Поэтому работа по развитию методических основ использования окрашенного растворенного органического вещества для экспресс-метода оценки распределения РОУ, выполненная автором, является важным вкладом в выявление характерных особенностей изменчивости РОВ в малоисследованном регионе российской Арктики. Представленные результаты будут важны для уточнения общей картины потоков и баланса углерода в Северном Ледовитом океане (Романкевич и Ветров, 2001), а также полезны для решения широко обсуждаемых актуальных вопросов вклада органического вещества в щелочной резерв природных вод (Тищенко и др., 2006, 2012) и растущей асидификации арктических вод (AMAP, 2013). Целью настоящей работы является оценка пространственной и межгодовой изменчивости растворенного органического вещества и выявление определяющих ее процессов на шельфе морей Восточной Арктики в условиях современных изменений климата. Для достижения поставленной цели потребовалось решение следующих задач:  исследование пространственной изменчивости распределения растворенного органического вещества на шельфе морей Восточной Арктики;  районирование исследуемой акватории на основе оптических характеристик растворенного органического вещества; 9  адаптация экспресс-метода определения органического вещества (ОРОВin situ) окрашенного растворенного с применением оптического сенсора WETStar для расчета содержания растворенного органического углерода;  исследование межгодовой изменчивости распределения окрашенного растворенного органического вещества в зависимости от гидрометеорологических условий;  выявление связей содержания окрашенного растворенного органического вещества с другими параметрами окружающей среды. Исходный материал и достоверность полученных результатов. Диссертационная работа основана на фактическом материале, полученном при непосредственном участии автора в период 2003-2011 гг. в пяти международных экспедициях, организованных и выполненных лабораторией арктических исследований ТОИ ДВО РАН. Достоверность результатов определяется современным уровнем используемого аналитического оборудования и методов анализа, а также выбором репрезентативных алгоритмов расчета (Пугач и Пипко, 2012; Пугач и др., 2015; Alling et al., 2010; Pipko et al., 2011; Pugach et al., 2009, 2010; Semiletov et al., 2011, 2013). Полученные выводы основаны на результатах статистической и графической обработки многолетних данных, выполненной с использованием современных пакетов аналитических программ (Surfer 8.0; Excel, ODV и др.). Научная новизна результатов. Предлагаемая работа является результатом первых исследований РОУ (и ОРОВ) в арктической системе «суша-шельф» с использованием репрезентативных современных данных, методов измерений. характеризующих Это большой пространственную и массив межгодовую изменчивость растворенных компонентов углеродного цикла (РОУ и ОРОВ) в условиях современных быстрых изменений климата. Стратегия системного подхода позволила проследить, каким образом изменения в атмосферной циркуляции, гидрологическом и ледовом режиме определяют изменчивость распределения РОУ (и ОРОВ) на шельфе МВА. Впервые на основе методической работы, посвященной выявлению связи между значениями содержания РОУ и ОРОВ и реализованной в натурных условиях на шельфе 10 МВА, показано, что экспресс-измерения ОРОВin situ могут быть основой для расчета полей РОУ и изучения их пространственной и межгодовой изменчивости. На основе современных методов анализа показано, что содержание РОУ является репрезентативным трассером распространения речных вод, а его пространственное распределение в прибрежно-шельфовой зоне морей Восточной Арктики определяется существованием двух биогеохимических провинций. На основе экспериментальных данных показана возможность использования оптических параметров РОВ не только для количественных оценок, но и для определения состава растворенного органического вещества в водах на шельфе МВА. Подтверждено, что основная часть наземного ОРОВ представлена гуминовыми соединениями с высокой степенью ароматичности. В результате детальных многолетних исследований влияния ОРОВ на глубину проникновения фотосинтетически активной радиации (ФАР) в водную толщу было показано, что глубина проникновения ФАР на мелководном шельфе МВА в значительной степени определяется концентрациями ОРОВ. Таким образом, окрашенная фракция РОВ должна быть учтена в современных моделях цикла углерода и первичной продукции в морях Российской Арктики, подверженных сильному влиянию стока сибирских рек, обогащенному гуминовыми компонентами РОВ (Alling et al., 2010; Пугач и др., 2015). Научная новизна и соответствие стандартам мирового уровня подтверждены публикациями автора в реферируемых научных изданиях, включая ряд статей в Biogeosciences (3), Global Biogeochemical Cycle (2), Progress in Oceanography (2), ДАН (13), Океанология (3), Геохимия (1), Метеорология и Гидрология (1), а также представлением докладов в 2003-2015 гг. на десятках международных и отечественных конференций (Генеральная Ассамблея Европейского Геофизического Общества (Вена, Австрия), Осенняя Конференция Американского Геофизического Общества (СанФранциско, США), VIII Конференция «Современные проблемы оптики естественных вод» и проч.). Научные проекты с участием автора диссертационной работы получили положительные экспертные оценки на конкурсах Правительства РФ, Российского фонда фундаментальных исследований, Российской академии наук и других научных организаций в России и за рубежом. 11 Личный вклад автора в решение проблемы. Результаты, изложенные в диссертации, получены автором самостоятельно или на равных правах с соавторами в период с 2003 по 2011 гг. Автор принимала участие в организации и проведении пяти арктических экспедиций, определяла оптические характеристики РОВ и параметры карбонатной системы на борту судна и в береговых лабораторных условиях, занималась статистической обработкой и анализом полученных результатов. Автору принадлежит формулировка защищаемых положений и выводов. Защищаемые положения 1) Содержание растворенного органического углерода является достоверным трассером распространения речных вод, а его пространственная изменчивость на шельфе морей Восточной Арктики определяется существованием двух биогеохимических провинций. 2) Спектральные характеристики окрашенного растворенного органического вещества служат индикатором генезиса вод на шельфе морей Восточной Арктики. 3) Межгодовая изменчивость распределения растворенного органического вещества на мелководном шельфе морей Восточной Арктики определяется в первую очередь типом атмосферной циркуляции, а также объемом речного стока. 4) Содержание растворенного органического углерода в поверхностных шельфовых водах рассчитывается с использованием экспресс-измерения окрашенного растворенного органического вещества в условиях in situ с помощью оптического сенсора WETStar. Практическая значимость работы. Автором проведена адаптация экспресс– метода оценки концентрации окрашенного растворенного органического вещества в натурных условиях с использованием оптического сенсора WETStar, который обладает высоким быстродействием, что позволяет рассчитать профили РОУ с большой дискретностью. Впервые для исследуемого района выполнен расчет концентраций РОУ по измеренным оптическим характеристикам и построены карты его распределения в поверхностном слое шельфовых вод. Реализованный в работе подход к изучению пространственно-временной изменчивости концентрации РОУ может быть также использован для понимания закономерностей динамики тонкой структуры РОУ, что крайне важно для выявления характерных особенностей биогеохимического режима 12 МВА. Показана эффективность использования спектральных характеристик РОВ для оценки его состава в исследуемом регионе. Полученные результаты важны для уточнения расчетов общей картины потоков и баланса масс углерода в СЛО, выполненных ранее в работах Романкевича и Ветрова (2001, 2013). Выявленная устойчивая многолетняя зависимость между величинами ОРОВ и РОУ, а также роль концентрации ОРОВ в ослаблении проникновения ФАР в водную толщу могут быть использованы для проверки и уточнения спутниковых данных о поверхностном распределении РОУ, величине первичной продукции и характерных особенностях распространения речных вод на шельфе морей СЛО. Это позволит избежать развития тупикового направления в арктических исследованиях на основе подхода, изложенного в работе Arrigo et al. (2011), который «обнаружил» значительное увеличение первичной продукции на шельфе МВА на основе спутниковых данных по флуоресценции. Нами (Semiletov et al., 2013) и позднее немецкими коллегами (Heim et al., 2014) было показано, что увеличение флуоресценции шельфовых вод объясняется увеличением поставок ОРОВ со стоком р. Лены и других арктических рек. Апробация работы и публикации. Основные результаты исследований, обобщенные в диссертации, доложены и обсуждены на многих международных и российских конференциях, важнейшими из которых являются: Международная конференция Европейского Геофизического союза (EGU, Австрия, 2008-2012 гг.); Международный симпозиум по Охотскому морю и морскому льду (Япония, 2008-2010 гг.); 24ая Международная конференция по органической геохимии (IMOG, Germany, 2009); Международная научная конференция «Морские исследования полярных областей Земли в Международном полярном году 2007/08» (Россия, 2010); Международная конференция Американского Геофизического союза (AGU, США, 20102013 гг.); Международная конференция по проблеме асидификации Северного Ледовитого океана (Норвегия, 2013 г.); Международная конференция «Наука будущего» (Россия, 2014 г.), VIII Всероссийская конференция с международным участием «Современные проблемы оптики естественных вод» (Россия, 2015). Данная работа выполнялась в рамках национальных проектов, финансируемых правительством Российской Федерации (№14.Z50.31.0012), Российским Фондом Фундаментальных Исследований (15 инициативных и экспедиционных проектов, начиная с 2003 г.), ФЦП «Мировой океан» и «Интеграция» (2000-2004 гг.), по 13 Программе фундаментальных исследований Президиума ДВО РАН (2003-2011 гг.) и Президиума РАН (с 2014 г.), а также в рамках международных российско-шведскоамериканских проектов с участием Международного Арктического научного Центра Университета Аляска Фэрбанкс (2001-2011 гг.) и Стокгольмского Университета (20082011 гг.). Результаты исследований по теме диссертационной работы отражены в 36 печатных работах, из них 26 включены в перечень публикаций, рекомендованных ВАК, а 23 опубликовано в журналах, включенных в систему цитирования Web of Science. Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения и списка литературы. Содержание работы изложено на 120 страницах, включая список литературы из 216 наименований, 44 иллюстрации, 7 таблиц. Во введении обоснована актуальность темы диссертации, определены цель и основные задачи исследований, раскрыта научная новизна, практическая значимость полученных результатов и их репрезентативность, сформулированы основные положения, выносимые на защиту, а также личный вклад автора и апробация результатов исследования. В первой главе подробно рассмотрен район исследований, показаны региональные особенности гидрологического и гидрохимического режима морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. Приведена характеристика основных источников органического вещества и его окрашенной растворенной фракции на арктическом шельфе с оценкой степени их изученности. Во второй главе приведено описание используемых в работе материалов и методов исследования. В третьей главе на примере экспедиции 2008 года рассмотрено пространственное распределение растворенного органического углерода на шельфе морей Восточной Арктики в летне-осенний сезон. Выявлены основные процессы, контролирующие изменчивость растворенного органического углерода, и региональные особенности его распределения в этом районе. В четвертой пространственного и главе рассматриваются межгодового характеристики распределения оптических и особенности характеристик растворенного органического вещества в водах на шельфе морей Восточной Арктики. Показано, что в изучаемый сезон окрашенное растворенное органическое вещество 14 является достоверным индикатором распространения речных вод. Установлена доминирующая роль типа атмосферной циркуляции в межгодовой изменчивости ОРОВ. В пятой главе рассматриваются корреляционные связи окрашенного растворенного органического вещества с РОУ и другими параметрами окружающей среды. Показано, что данные по распределению ОРОВ позволяют не только идентифицировать различные водные массы, но и объяснить экстремальные значения тех или иных параметров. Показано, что экспресс-измерения ОРОВin situ могут быть основой для расчета содержания растворенного органического углерода. Установлена важная роль ОРОВ в ослаблении проникновения фотосинтетически активной радиации в водную толщу в зоне прямого влияния речных вод. В заключении диссертации представлены основные результаты работы. Благодарности. Автор выражает глубокую признательность всем, кто содействовал подготовке, обсуждению, выполнению и поддержке данной работы: научному руководителю д.г.н. И.П. Семилетову, академику В.И. Сергиенко, д.г.н. В.В. Плотникову, к.ф.-м.н. А.Н. Салюку, к.г.-м.н. О.В. Дудареву, к.г.н. Н.И. Савельевой, к.т.н. О.О. Трусенковой, Т.И. Волковой, к.г.-м.н. А.Н. Чаркину. За ценные советы, консультации и конструктивные замечания автор благодарен д.х.н. П.Я. Тищенко и д.г.н. В.А. Лучину. Автор выражает благодарность профессорам А.П. Макштасу (ААНИИ), Orjan Gustafsson, V. Alling и L. Sanchez-Garcia (Department of Applied Environmental Science, Stockholm University, Sweden) за совместное решение научнометодических задач; сотрудникам лаборатории арктических исследований за многолетнее сотрудничество в проведении экспедиционных исследований. Спасибо всем друзьям и коллегам, которые помогали на различных этапах выполнения работы. Отдельно хочу выразить огромную благодарность за неоценимую помощь, важные советы и поддержку на всех этапах создания этой работы к.г.н. И.И. Пипко. 15 ГЛАВА 1. СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ 1.1 Район исследований Северный Ледовитый океан является уникальной природной границей России, значительную часть которого занимают шельфовые моря (Атлас океанов, 1980). СЛО составляет только 4% от площади Мирового океана, но при этом получает около 11% от общепланетарного речного стока (Shiklomanov et al., 2000). Характерная особенность региона - наличие многолетней мерзлоты, которая является природным хранилищем огромного количества древнего лабильного органического вещества, активно вовлекающегося в современный биогеохимический цикл (Семилетов, 1999; Semiletov et al., 2005, 2007, 2011; Vonk et al., 2012). Высвобождение ОУ из арктической мерзлоты – один из наиболее действенных механизмов, определяющих перераспределение углерода между наземным, океаническим и атмосферным резервуарами (IPCC, 2007; Semiletov et al., 2012). В последние десятилетия скорость роста температуры воздуха в Арктике почти вдвое выше, чем в среднем по планете, что проявляется как в интенсификации таяния льда и увеличении речного стока, так и в активизации разрушения мерзлоты (IPCC, 2007). Своеобразие изучаемых морей (моря Лаптевых и Восточно-Сибирское) определяется, в первую очередь, высокоширотным положением, с которым связано наличие ледового покрова в течение года и низкие среднегодовые значения температуры воды. Необходимо отметить, что в СЛО в условиях меняющегося планетарного климата в летний сезон резко увеличилась свободная ото льда площадь. В работе Иванова и др. (2013) показано, что после 2007 г. ледяной покров на большей части СЛО стал сезонным, т.е. площадь, ежегодно очищающаяся ото льда, устойчиво превысила 50%. По данным Национального центра исследования снега и льда (NSIDC) при Университете Колорадо (США) 16 сентября 2012 г. зафиксирован суточный и месячный минимум площади льда в океане (3,61 миллиона км2), что на 13% ниже среднего за период наблюдений с 1979 по 2000 гг. (http://nsidc.org). Моря Арктики имеют одинаковое происхождение и, по сравнению с другими морями, они достаточно молоды в геологическом масштабе времени. Современный облик шельфа МВА формировался при быстрой трансгрессии моря с возможной скоростью до 1м/1000 лет, когда при выровненном рельефе происходило ускоренное перемещение береговой линии вглубь суши (Томирдиаро, 1974). Более 90% акваторий 16 арктических морей лежит в области сравнительно небольших (до 100 м) глубин. Преобладающий тип рельефа на шельфе моря Лаптевых - морская аккумулятивная равнина вдоль побережий, а на отдельных банках - абразивно-аккумулятивные равнины. Этот же выровненный рельеф продолжается на дне Восточно-Сибирского моря (Добровольский, Залогин, 1982). Географическое положение обусловливает недостаток солнечного света и соответственно слабый радиационный прогрев арктических морей. В годовом ходе наибольшее поступление солнечной радиации приходится на май – июнь (около 50 % годовой суммы) (Пивоваров, 2000). Однако в это время моря еще покрыты сплошным льдом и снегом с высокой отражательной способностью (альбедо), и основная часть приходящей радиации уходит в атмосферу. Для российских арктических морей характерно движение поверхностных вод с запада на восток вдоль береговой линии материка (Рисунок 1.1). В северных районах наблюдается движение в обратном направлении, т.е. наблюдается циклонический характер перемещения вод (Никифоров и Шпайхер, 1980; Суховей, 1986). Скорости течений в морях, как правило, невелики. Однако при длительных и сильных ветрах они увеличиваются. Синоптические условия оказывают серьезное влияние на формирование гидрологической структуры вод, поля течений, ледовую обстановку, распределение по акватории речного крупномасштабных стока. Для атмосферных морей бассейна процессов и СЛО характерны гидрологического два режима типа вод (Никифоров, Шпайхер, 1980; Proshutinsky & Johnson, 1997). Первый тип формируется барическим полем высокого давления Арктического максимума (антициклонический режим). В это время мощное развитие получает антициклонический круговорот вод и льдов в Арктическом бассейне, а ось трансарктического течения смещается на юг к материковому склону Евразии (Proshutinsky & Johnson, 1997). Воздушные потоки переносятся на север. Соответственно, в этом же направлении интенсифицируется транспорт льдов и воды. Идет выклинивание речных вод в поверхностном слое (Рисунок 1.2а) и усиливается переток тихоокеанских вод через Берингов пролив. На востоке моря Лаптевых, в Восточно-Сибирском и Чукотском морях наблюдается сгон вод. Глубинные атлантические воды поднимаются ближе к поверхности, что приводит к увеличению солености. 17 Рисунок 1.1 – Циркуляция вод на поверхности СЛО (Национальный атлас России, 2007) Другой тип атмосферных процессов формируется под влиянием Исландского минимума (циклонический режим). Ось Трансарктического течения смещается на север, из-за чего усиливается поступление вод и льдов из Арктического бассейна. Ветры, направленные с моря на берег, могут приводить к нагонным деформациям уровня поверхности акваторий и даунвеллингу поверхностных вод. При доминировании переноса водных масс с запада на восток активизируется приток в МВА вод западноарктического шельфа, а тихоокеанских вод в Чукотское море ослабевает. Шлейфы речных вод прижимаются к береговой линии, усиливая распреснение поверхностных вод (Рисунок 1.2б). Верхняя граница глубинных атлантических вод опускается ниже. Речные воды также весьма существенный фактор формирования гидрохимических и гидрологических условий арктических морей. Соленость воды в арктических морях испытывает наибольшие сезонные колебания по сравнению с другими районами Мирового океана (более 6 psu при средних для океана величинах 0,20,3 psu). В местах наибольшего влияния речного стока они достигают 8 psu, а из-за таяния льда соленость поверхностного слоя арктических морей понижается на 1-3 psu (Добровольский, Залогин, 1982; Северный Ледовитый и Южный океаны, 1985). Благодаря речному стоку, ответственному за сильную стратификацию вод, и слабому ветровому перемешиванию, толщина летнего прогретого слоя составляет от 5 до 20 м, 18 ниже располагается зона максимальной вертикальной устойчивости, глубже в районах с низкими скоростями течений могут сохраняться остаточные зимние воды (Савельева и др., 2010). а) б) а) 1979 г. – антициклональный тип, б) 1990-94 гг. – циклональный тип атмосферной циркуляции, распресненные воды на рисунке показаны красно-желтым цветом Рисунок 1.2 – Распределение речного стока в периоды с различными типами циркуляционных процессов (The Organic Carbon…, 2004) Гидрохимический режим окраинных арктических морей имеет много общих черт, определяемых их положением в арктической зоне. Главные же различия связаны с преимущественным влиянием вод Арктического бассейна, атлантических или тихоокеанских вод. Исследуемые нами моря – Лаптевых и Восточно-Сибирское наряду с общими закономерностями, присущими полярным морям, имеют региональные особенности, существенным образом влияющие на биогидрохимические и гидрологические характеристики. 1.1.1. Море Лаптевых Море Лаптевых (Рисунок 1.3) простирается от полуострова Таймыр на западе до Новосибирских островов на востоке. На западе море Лаптевых соединяется с Карским морем проливами Вилькицкого, Шокальского и Красной Армии. На востоке оно 19 сообщается с Восточно-Сибирским морем проливами Дмитрия Лаптева, Этерикон и Санникова. К северу от о. Котельного граница моря условная, и оно свободно сообщается с Восточно-Сибирским морем и Центральным Арктическим бассейном (Суховей, 1986). Море площадью 662 тыс. км2 расположено в основном на материковой отмели. При средней глубине моря 533 м, 70% его площади занимают мелководные участки с глубинами менее 100 м и только 18% площади приходится на долю глубин, превышающих 1000 м (максимальная глубина – 3534 м) (Национальный атлас России, 2007). Рисунок 1.3 – Карта моря Лаптевых (Национальный атлас России, 2007) Море Лаптевых – одно из самых суровых арктических морей. Освобождение ото льда происходит только частично в августе-сентябре. В море Лаптевых за год поступает 767 км3 пресной воды со стоком рек Лена, Хатанга, Анабар, Оленек, Яна, что составляет свыше 30% от общего речного стока во все российские арктические моря, причем на долю р. Лены приходится более 70% общего стока в море Лаптевых (Пивоваров, 2000; Semiletov et al., 2000). Все явления, происходящие в этом море, в той или иной степени связаны с колебаниями объема стока р. Лены, крупнейшей реки Восточной Сибири. Свыше 85% от его величины поступает в море через протоки восточной части ее дельты, 20 поэтому юго-восточная часть моря в наибольшей степени подвержена речному влиянию. Так как наши исследования были сфокусированы на изучении вод юго-восточной части моря Лаптевых, то уместно начать анализ с характеристики бассейна р. Лены. Река Лена – одна из крупнейших сибирских рек, уступающая по величине водного стока только Енисею (http://rims.unh.edu). Лена берет свое начало около озера Байкал и пересекает Восточную Сибирь с юга на север до моря Лаптевых (общая протяженность – 4410 км) (Shiklomanov et al., 2006). Бассейн реки занимает значительную часть Восточной Сибири и почти весь расположен в зоне постоянной мерзлоты глубиной от 50 до 1500 м (Рисунок 1). Русло реки подстилается сквозным «таликом» – слоем протаявшей мерзлоты. Средний годовой расход Лены за период наблюдений с 1936 по 2000 гг. составлял 529 км3 (http://rims.unh.edu), а за первую декаду ХХI века увеличился на 11% (583 км3), что обусловлено увеличением количества осадков и ростом темпов деградации наземной мерзлоты в дренажном бассейне реки (Semiletov et al., 2013). Дельта р. Лена площадью 25 000 км2 является второй в мире по величине (после дельты р. Миссисипи) и самой большой в России. Здесь находится около 30 000 озер: 90% с типичным размером ~0,25 км2 и 100 озер площадью более 10 км2. Благодаря экстремальному климату сток р. Лены характеризуется высоким летним паводком и очень низким уровнем воды в зимнее время. Это связано с изменением питания речных вод: в низовьях р. Лены 50% воды образуется в результате таяния снега, 35% - за счет дождевых осадков и 15% - грунтовые подмерзлотные воды. От 75 до 95% общего стока приходится на теплый сезон. В зимнее время водное питание р. Лены осуществляется через подрусловые талики. Анализ речных вод показывает, что зимние концентрации растворенных химических элементов увеличиваются в несколько раз в результате химического выветривания пород благодаря смене режима питания (Зубакина, 1979). Поэтому зимний транспорт растворенного материала с речным стоком в Арктический бассейн не так мал, как может показаться из отношения объема зимнего стока к летнему. Общий годовой вынос минеральных солей в море Лаптевых водами р. Лены равен ~49,2  106 т, что составляет ~1,3% от мирового речного стока и оказывает существенное влияние на гидрохимию вод юго-восточной части моря Лаптевых (Gordeev and Sidorov, 1993; Gordeev et al., 1996). Суммарный годовой поток органического углерода в 21 растворенной (РОУ) и взвешенной (ВОУ) формах составляет 5,35  106 т (при резком доминировании РОУ), а растворенного неорганического углерода 5,94  106 т (Романкевич и Ветров, 2001). Гидрохимический и гидрологический режим моря Лаптевых формируется под влиянием трех основных факторов: речного стока, ледяного покрова и водообмена с Арктическим бассейном. Кроме того, на биогидрохимические характеристики шельфа моря Лаптевых оказывает влияние эрозионное разрушение берегов (Семилетов, 1999; Semiletov et al., 2012; Grigoriev et al., 2004). По интенсивности воздействия этих факторов мелководная южная часть моря Лаптевых может быть разделена на две части – юго-восточную и северо-западную: граница между ними проходит от бухты Марии Прончищевой на п-ове Таймыр примерно по диагонали до границы моря Лаптевых с Восточно-Сибирским морем к северу от о-ва Котельный. Поверхностная структурная зона в юго-восточной части моря очень тонкая (5-10 м), но горизонтальные градиенты солености весьма значительны (Савельева и др., 2010). Только сильные шторма способны разрушить плотностную стратификацию и перемешать воду до больших глубин. Однако сразу же после штормов стратификация восстанавливается (Пивоваров, 2000). По результатам наших многолетних всесезонных исследований в губе Буор-Хая (средняя глубина 10 м) до 2005 г. осенне-зимняя конвекция не разрушала двухслойную структуру, а приводила только к заглублению пикноклина (Semiletov et., 2013). Однако начиная с 2005 г. неоднократно наблюдалось перемешивание вод мелководного шельфа МВА до дна (Semiletov et., 2013; Пипко и др., 2015). Ленские воды в море Лаптевых распространяются над более солеными и плотными морскими водами. В зависимости от объема речного стока и типа атмосферных процессов распресненные воды могут переноситься на север до о. Котельный, на восток до пролива Дм. Лаптева и даже до пролива Лонга (Semiletov et al., 2005; Пипко и др., 2008; Пипко и др., 2010; Pipko et al., 2011). По данным Антонова и Морозовой (1957) на акватории моря Лаптевых в августе пресные воды могут быть обнаружены в виде обширной области площадью 0,12-0,24  106 км2, содержащей от 50 до 100% речных вод. Ленские воды являются важным компонентом Трансарктического переноса (Carmack, 2000; Semiletov et al., 2000). Зимой пресные воды в незначительном количестве продолжают поступать в море подо льдом, хотя происхождение и состав 22 этих вод (источник – подмерзлотные грунтовые воды) отличаются от летних (атмосферных по происхождению). Тепловой эффект от речного стока в юго-восточной части моря Лаптевых может увеличить скорость донной эрозии субаквальной мерзлоты, приводя к дополнительной расконсервации плейстоценовой органики (Семилетов, 1999; Grigoriev et al., 2001, 2002, 2003 Semiletov, 1999). В юго-восточной части моря Лаптевых наблюдаются самые высокие в мире скорости эрозии побережья, сложенного ледовым комплексом и обогащенного древним органическим веществом. По имеющимся сведениям, средняя скорость разрушения о-ва Муостах составляет 6-12 м год-1, а скорость разрушения северо-восточного клифа губы Буор-Хая достигает первых десятков метров только за летний сезон (Семилетов, 1999; Григорьев и др., 2006; Григорьев, 2008). Это значит, что в наше время огромное количество органического вещества, законсервированного в холодные эпохи в верхнем слое мерзлоты, переносится в море, где вовлекается в современный биогеохимический цикл (Semiletov et al., 2012, 2013; Vonk et al., 2010, 2012). 1.1.2 Восточно-Сибирское море Восточно-Сибирское море (ВСМ) – одно из самых малоизученных морей, что связано, главным образом, со сложными ледовыми условиями, затрудняющими проведение исследований. ВСМ наибольшее по площади и самое мелководное среди морей Восточной Арктики (Рисунок 1.4). Его западной границей является условная линия от м. Святой Нос к западным берегам островов Большого и Малого Ляховских, Котельного Новосибирского архипелага и далее по меридиану 139° в.д. до края материковой отмели (79° с.ш.). Граница с Чукотским морем проходит от континентального мыса Якан к о. Врангеля, а затем по меридиану 180° в.д. до края шельфа (76° с.ш.). Северная граница совпадает с краем материковой отмели. Через широкие проливы Санникова, Дмитрия Лаптева и Лонга акватория свободно сообщается с морями Лаптевых и Чукотским (Рисунок 1.4). В рамках очерченных границ площадь этого моря составляет 913 тысяч км2. Объем вод примерно равен 49 тыс. км3, глубины менее 50 м занимают 72 % площади моря, средняя глубина составляет 54 м, а максимальная - 915 м (Атлас океанов, 1980). Общая протяженность береговой линии с островами 5918 км, в том числе материковой 3016 км (Воробьев, 1959). Крупнейшие реки: Колыма, Индигирка и Алазея. 23 Рисунок 1.4 – Карта Восточно-Сибирского моря (Национальный атлас России, 2007) Подводный рельеф пространства, которое занимает Восточно-Сибирское море, представляет равнину. Эта равнина имеет небольшой уклон с юго-запада на северовосток. На дне моря в северо-восточной части от устьев рек Индигирки и Колымы расположены глубокие желоба, которые ранее являлись районами речных долин. Влияние речного стока в ВСМ существенно меньше, чем в море Лаптевых, но вполне ощутимо, если учесть потоки вод распресненных стоком р. Лены через проливы между Новосибирскими островами. «Транзитное» положение моря обуславливает то, что его гидрологический и гидрохимический режим определяется проникновением и взаимодействием вод смежных морей, а также вод Арктического бассейна. В летний период это влияние максимально. Большой приток ленских вод в восточную часть моря Лаптевых и огромный (по сравнению с непосредственным материковым стоком в Восточно-Сибирское море) объем беринговоморских вод, поступающих в Чукотское море, приводят к тому, что уровень ВСМ летом значительно снижен по сравнению с соседними водоемами. Поэтому и поверхностные воды восточной части моря Лаптевых, и воды Чукотского моря устремляются в Восточно-Сибирское море (Антонов, 1957; Semiletov et al., 2005; Пипко и др., 2008, 2009, 2010; Pipko et al., 2011). Определенное влияние на гидрологический и биогидрохимический режим ВСМ оказывает сток рек 24 Колымы и Индигирки (общий сток 180 км3 в год). Непосредственный речной сток в ВСМ также носит ярко выраженный сезонный характер, более 90% его приходится на июнь-сентябрь с максимумом в июне (более чем 10000 м3 сек-1). Уникальность моря заключается также в том, что благодаря «транзитному» положению интенсивность распространения на его акватории водных масс различного генезиса тесно связана с атмосферной циркуляцией (Антонов, 1957; Semiletov et al., 2000; Pipko et al., 2011). ВСМ занимает среднее положение на сибирском арктическом шельфе, разделяющее два основных крупномасштабных центра атмосферной циркуляции над СЛО – исландский минимум и арктический максимум (Savelieva et al., 2000; Dmitrenko, 2005). Адвекция атлантических и тихоокеанских вод, также как и циркуляция вод СЛО, формируется под действием ветров, т.е. определяется распределением атмосферного давления над северным полушарием (Шпайхер и Янкина, 1969; Semiletov et al., 2000). Характерной особенностью ВСМ является также малоизученное Сибирское прибрежное течение, которое является нестационарным и зависит от ветровой деятельности, интенсивности речного стока, таяния льда (Münchow et al., 1999; Weingartner et al., 1999). Эти характеристики претерпевают значительную сезонную и межгодовую изменчивость, обусловливая резкие вариации в гидрологической структуре и динамике этого течения. Восточно-Сибирское море характеризуется значительными градиентами гидрологических и биогидрохимических характеристик, а также высокими скоростями береговой эрозии (Семилетов, 1999; Савельева и др., 2008). Его прибрежная зона играет важную роль в региональном бюджете углерода – транспорте, аккумуляции и трансформации большого количества терригенного углерода, поступающего на шельф с речным стоком и береговой эрозией. При этом основная часть эрозионного органического вещества остается в прибрежной зоне моря, накапливаясь, трансформируясь и оказывая значимое влияние на его биогеохимический режим, а также процессы обмена углекислым газом в системе «океан-атмосфера» в прибрежной зоне моря (Семилетов, 1999; Semiletov et al., 2011-2013). Таким образом, из вышеизложенного следует, что широкий и мелкий шельф морей Лаптевых и Восточно-Сибирского является уникальной природной лабораторией для изучения процессов переноса и трансформации наземного органического вещества. 25 1.2. Характеристика основных источников органического вещества на арктическом шельфе Органическое вещество играет чрезвычайно важную роль в гидрохимическом режиме океанов и морей. По происхождению ОВ разделяют на автохтонное (образованное непосредственно в водной толще живыми организмами) и аллохтонное (привнесенное с материка). В работе (Романкевич и др., 2000) в качестве основного источника органического углерода в арктических морях России рассматривается продукция фитопланктона (140150 106 т С), на втором месте стоит речной сток, с которым органический углерод поступает, главным образом, в форме РОУ (20,7 106 т С); поступление взвешенного органического углерода (ВОУ) с реками оценивается в 2,3 106 т С, а с эрозионным транспортом - в 4-5 106 т С. Характерными особенностями, модулирующими процессы фотосинтеза в арктических морях, являются низкие температуры, неравномерный световой режим, наличие ледяного покрова большую часть года, определяющее короткий вегетационный период. Количество солнечной радиации, получаемое морями данного региона, приблизительно в 2,5 раза меньше, чем в тропических широтах (Романкевич и Ветров, 2001). Т.к. первичное продуцирование ограничено глубинами, на которых еще сохраняется необходимая для фотосинтеза освещенность, то слабая инсоляция является лимитирующим экологическим фактором для фотосинтеза в морях СЛО. Синтез первичного ОВ в водной толще носит импульсный характер и, несмотря на интенсивное развитие фитопланктона, продолжается недолго (Романкевич и Ветров, 2001). Тем не менее, процессы фотосинтеза все же несколько растянуты во времени – ледовой флорой производится до 30% первичной продукции, значительная часть которой синтезируется при движении кромки льда (Полякова, 1997; Carmack et al., 2006). Отметим, что в солоноватых водах придельтовой части моря Лаптевых (S = 1-7 psu) в создании первичной продукции значима роль и фототрофных симбиотических инфузорий (Сорокин и др., 1993). По разным оценкам, величина первичной продукции в олиготрофных шельфовых водах морей Лаптевых и Восточно-Сибирского составляет по ~ 10-15 · 106 т С в год (Виноградов и др., 2000; Романкевич и Ветров, 2001). Судьба этого ОВ остается дискуссионной – по одним оценкам, в результате характерной особенности развития планктона, малых глубин и низких температур оно не успевает в 26 полной мере пройти стадии повторной минерализации и захоранивается в осадках (Виноградов и др., 2000), по другим – полностью минерализуется в водном столбе (Dittmar and Kattner, 2003), а некоторые исследователи придерживаются гипотезы «аутвеллинга», согласно которой большая часть ОВ, продуцируемого в эстуариях, не используется в местных пищевых цепях, а выносится в более глубокие участки моря и повышает их продуктивность (Ведерников и др., 1994). Еще более неопределенной представляется дальнейшая перспектива – известно, что повышение температуры воды на 10°С увеличивает скорость физиологических и биохимических процессов в 1,5 – 4 раза (Gruber, 2011). Аллохтонное органическое вещество поступает в воды Мирового океана с речным и подземным стоком, с эоловым материалом, а также в результате абразии (разрушения) берегов. Как отмечалось выше, уникальной особенностью СЛО является поступление в его моря древнего лабильного органического вещества в растворенной и взвешенной форме, мобилизованного из многолетнемерзлых пород (ММП). Следует отметить, что в тонком трехметровом слое наземных ММП захоронено около половины мировых запасов ОУ, что эквивалентно примерно двукратному содержанию углерода в современной атмосфере или почти четырехкратному запасу наземной биомассы планеты (Zimov et al., 2006a,b; Tarnocai et al., 2009). При этом около трети мерзлотного пула органического углерода содержится в ледовом комплексе Северо-Восточной Сибири и Северной Америки (Tarnocai et al., 2009). Концентрация ОУ в нем колеблется, по разным оценкам, от 14 до 26 кг м-3 (Губин, 1980; Davydova et al., 2010; Schirrmeister et al., 2011), составляя по объёму от 4 до 8 % (Grigoriev et al., 2003). По мнению авторов (Rachold et al., 2004) основным поставщиком общего наземного ОУ, который включает РОУ и ВОУ, в моря СЛО является речной транспорт (80%), примерно 15% приходится на береговую эрозию, и остаток на грунтовые воды и эоловый транспорт. Однако наши многолетние исследования свидетельствуют о том, что в экспорте ВОУ доминирует эрозионный углерод в мелководной зоне МВА (Semiletov et., 2011, 2012; Vonk et., 2012). Остановимся подробнее на основных поставщиках ОУ в Северный Ледовитый океан, и, в частности, на шельф МВА. Известно, что концентрации ОУ в водах арктических рек - одни из высочайших в мире (Dittmar and Kattner, 2003). По оценкам авторов (Gordeev and Rachold, 2004) с 27 водами рек в море Лаптевых поступает 6,80 · 106 т ОУ, на шельф Восточно-Сибирского моря – 1,86 · 106 т ОУ, из которого на долю взвешенной формы приходится, в среднем, не более 20% (Dittmar and Kattner, 2003). Автохтонная продукция в речных водах невелика (Cauwet and Sidorov, 1996), поэтому основная часть транспортируемого ими ОВ имеет терригенное происхождение, представляя собой продукт разложения почв и растений (Sanchez-Garcia et al., 2014). По мнению авторов (Dittmar & Kattner, 2003) менее 5% речного РОВ лабильно, основная же его часть состоит из гуминовых кислот (до 80%), устойчивых к разложению в условиях высоких широт. Последние исследования ОВ в бассейне р. Колымы показали, что реакционная способность РОВ может быть значительно выше (Neff et al., 2006; Finlay et al., 2006) и характеризуется сезонностью: более лабильное РОВ попадает в реки во время паводка. Этот вывод согласуется с результатами работ, выполненных для всего шельфа МВА (Alling et al., 2010; Feng et al., 2013). Водосборы рек бассейнов морей Восточной Арктики находятся в основном в зоне сплошной и островной мерзлоты (Рисунок 1), которая деградирует возрастающими темпами (IPCC, 2007). Большое количество древнего ОВ поступает в реки также в результате таяния ММП, подстилающих дренажный бассейн (Neff et al., 2006; Davydova et al., 2011; Vonk et al., 2013a,b; Feng et al., 2013). При этом возраст РОУ, вносимого на шельф речными водами, датируется радиоуглеродным методом, главным образом, как «современный» (Spencer et al., 2014; 2015). Кажущийся парадокс исследователи объясняют высокой лабильностью вымываемого из многолетнемерзлых пород ОВ, которое вовлекается в биогеохимический цикл и в значительной мере деградирует еще в русле реки (Spencer et al., 2014, 2015). Происходящие изменения состояния наземной мерзлоты должны проявиться в жидком и твердом стоке арктических рек. Поэтому прибрежная зона МВА может быть использована для ранней индикации возможного усиления выноса наземного вещества и ОВ, законсервированного в верхнем слое ММП (ACIA, 2004). Однако, как справедливо отмечают авторы работы (Dittmar and Kattner, 2003), несмотря на большой объем поступающего с речным стоком в Северный Ледовитый океан растворенного органического вещества и чувствительность этого компонента углеродного цикла к климатическим изменениям, степень изученности его состава, процессов переноса и трансформации на шельфе очень низка. Публикации по потокам и трансформации 28 речного ОВ на шельфе часто носят обзорный и ретроспективный характер и основаны на ограниченном количестве экспедиционных данных, полученных на шельфе МВА до начала 21 века г. (Романкевич и Ветров, 2001; Lobbes et al., 2000; The Organic Carbon…, 2004). В связи с резкими изменениями климата интерес к изучению углеродного цикла в Арктическом регионе возрос. В последние годы появился ряд новых работ, выполненных, в том числе, и при непосредственном участии автора, посвященных исследованию изменчивости взвешенного и растворенного ОВ в реках Восточной Арктики (Finlay et al., 2006; Neff et al., 2006; Frey et al., 2009; Пипко и др., 2010; Semiletov et al., 2011; Mann et al., 2012; Vonk et al., 2013; Дударев и др., 2015; Spencer et al., 2015). До недавнего времени считалось, что реки являются основным поставщиком и взвешенного наземного углерода на шельф арктических морей (Rachold et al., 1995). Однако в последние годы научное сообщество все больше склоняется к тому, что эрозия берегов может играть более важную роль в поставке наземного взвешенного вещества, обогащенного органическим углеродом, в моря СЛО (Семилетов, 1999; Semiletov, 1999; Gordeev and Rachold, 2004; Григорьев и др., 2006; Vonk et al., 2012). В упомянутой выше работе (Gordeev and Rachold, 2004) количество поступающего в результате эрозии берегов общего ОУ на шельф моря Лаптевых оценивается в 1,8 · 106 т С, ВосточноСибирского моря – 2,2 · 106 т С. Последние исследования показали, что величина древнего органического углерода, освобождающегося в результате деградации ледового комплекса (берегового и субаквального), на восточно-арктическом шельфе может быть на порядок выше и достигать 44 · 106 т в год (Vonk et al., 2012), при этом темпы разрушения побережья возрастают (Günther et al., 2013). Так, например, установлено, что скорости разрушения берегового ледового комплекса в различных районах побережья Восточной Арктики в настоящее время могут достигать 10-15 м за летний период (Григорьев и др., 2006; Григорьев, 2008; Grigoriev et al., 2004). В условиях современного потепления прогрессирующая интенсивность эрозии может привести не только к увеличению выноса наземного ОУ в море, но и к дополнительной поставке СО2 и СН4 в атмосферу в результате вовлечения ранее законсервированного ОУ в современный биогеохимический цикл (Semiletov et al., 2011, 2012, 2013; Spencer et al., 2015), а увеличение температуры морских вод может значительно ускорить процесс трансформации древнего ОУ в СО2 (Gruber, 2011). Важная роль древнего эрозионного 29 углерода в современных биогеохимических процессах в арктических морях и увеличении концентрации парниковых газов в атмосфере впервые была отмечена в работе Семилетова (1999). Тем не менее, не вызывает сомнения, что основную роль в экспорте РОУ наземного происхождения в Арктическом регионе играют реки (Dittmar and Kattner, 2003; Alling et al., 2010; Semiletov et al., 2011, 2012). Анализ литературных данных по миграции органического углерода в морях СЛО показывает, что биогеохимический баланс и круговорот ОУ в системе «суша-море» достаточно глубоко изучен в Баренцевом, Карском, Чукотском морях и море Бофорта. Однако несмотря на прогресс в исследованиях потоков ОВ в системе «суша-море» на шельфе МВА, результаты которых были обобщены в (Романкевич и Ветров, 2001; The Organic Carbon…, 2004), распределение РОУ в морях Лаптевых и Восточно-Сибирском по-прежнему остается малоизученным. Многолетние исследования, выполненные при участии автора в этом регионе в рамках российских и международных проектов, дают наиболее полное современное представление об изменчивости РОУ на шельфе МВА (Alling et al., 2010; Sanchez-Garsia et al., 2011; Semiletov et al., 2011, 2013; Пугач и Пипко, 2012). 1.3. Окрашенное растворенное органическое вещество в шельфовых водах морей Восточной Арктики Большую часть находящегося в океане органического материала относят к растворенному веществу (Романкевич, 1977), которое играет важную роль в биологическом круговороте веществ в океане. Это промежуточная стадия, через которую проходят живые организмы при их превращении с помощью бактерий в биогенные неорганические соли. Круговорот замыкается автотрофными растениями, в которых хлорофилл и другие пигменты синтезируют сложные органические соединения из биогенных элементов. Строго говоря, то, что называют растворенным органическим веществом, не является молекулярным раствором в точном смысле слова. Как отмечает Е.А. Романкевич (1977), к растворенному веществу в химии океана относят все то, что проходит через фильтры с размером пор 0,45—1 мкм. Сюда входит как истинно молекулярный раствор, так и мелкая взвесь. Химический состав растворенного органического вещества чрезвычайно разнообразен. Е. Дуурсма (Duursma, 1965) указывает четыре главные группы химических соединений, образование которых 30 возможно в океанской воде при разложении организмов: 1) органические вещества, не содержащие азот (кроме липидов); 2) азотсодержащие соединения; 3) липиды (жироподобные вещества); 4) сложные вещества, включая гумусовые кислоты. В шельфовых водах значительная часть РОВ представлена его хромофорной фракцией – окрашенным растворенным органическим веществом (ОРОВ), которое представляет собой сложную смесь органических соединений, являющихся продуктом разложения растений и живых организмов как терригенного, так и морского происхождения (Coble et al., 2004). Эта группа веществ была впервые описана К. Калле в 30-х годах 20 века: он назвал ее «Gelbstoff» - желтое вещество (Kalle, 1966). Названием «желтое» или «окрашенное» растворенное органическое вещество обязано своим светопоглощающим свойствам - характерной особенностью ОРОВ является его способность поглощать солнечную энергию в ультрафиолетовой и видимой частях спектра. В настоящее время изучение ОРОВ привлекает возрастающий интерес. Чтобы точнее определить причины этого, следует, по справедливому замечанию, Кобле (Coble, 2007) рассмотреть составляющие этого термина: «окрашенное», «растворенное», «органическое вещество». Начнем с последнего: «органическое вещество». Это означает, что ОРОВ включает в свой состав углерод и водород. Его химический состав до настоящего времени плохо изучен – ОРОВ нельзя отнести к какому-то определенному классу веществ, он представляет характеризующихся гетерогенностью собой сложный нестехиометричностью структурных элементов набор состава, и разнородных соединений, нерегулярностью полидисперсностью строения, (Coble, 2007). Соединения, входящие в состав ОРОВ, принято называть гуминоподобными. Иначе говоря, им присущи все черты гуминовых веществ, отличительной особенностью которых является стохастический характер, обусловленный способом их образования в результате отбора биотермодинамически устойчивых структур. Общим для гуминовых веществ всех источников происхождения является наличие каркасной части, т.е. ароматического углеродного скелета, замещенного алкильными и функциональными группами, среди которых преобладают карбоксильные, гидроксильные и метоксильные, и периферической части, обогащенной полисахаридными и полипептидными фрагментами (Куликова, 2008). Таким образом, характеристика любого свойства 31 гуминового вещества не может быть отнесена к каким-либо отдельным молекулам, а является среднестатистической величиной. В силу сложности строения спектр химических свойств и биосферных функций этих веществ уникально широк. В Мировом океане абсолютно преобладает автохтонный водный гумус планктонного происхождения (Скопинцев, 1950). Он образуется при разложении и гумификации прижизненных выделений организмов и их посмертных остатков и характеризуется повышенной биохимической устойчивостью. Биохимически устойчивый водный гумус, этот «шлак» биохимических процессов, характеризуется относительным постоянством содержания в водных массах океана глубже 500 м и сравнительно малым потреблением кислорода на его окисление. По сравнению с аллохтонным почвенным гумусом гуминовые и фульвокислоты океана отличаются преобладанием алифатической структуры, повышенным содержанием азота и серы и обеднением фенольными группировками (Алекин и Ляхин, 1984). Следует отметить, что не все гуминовые компоненты окрашены и, напротив, не все окрашенное растворенное органическое вещество состоит из гуминовых веществ. Среди негуминовых компонентов морского ОРОВ можно выделить пигментоподобные (pigment-like) соединения (Coble et al., 1998) и аминокислоты или протеиноподобные (protein-like) соединения (Coble et al., 1993, 1998; Mopper and Schultz, 1993; Mayer et al., 1999). Несмотря на то, что первичная продукция является основным источником органического вещества в морской воде, основную роль в производстве автохтонного ОРОВ играют переработка содержимого клеток фитопланктона, выведение метаболитов бактерий и зоопланктона и другие побочные процессы жизнедеятельности в трофических цепях (Coble et al., 2007). Термин «растворенное» на практике означает, что максимальный размер молекул этого вещества ограничен размером пор сепарационного фильтра, что в океанографических исследованиях ОРОВ составляет, как правило, 0,45 - 1 мкм (Романкевич, 1977). Термин «окрашенное» относится к оптическим свойствам ОРОВ (Копелевич, 1982; Карабашев, 1987), которое, как отмечалось выше, имеет в результате поглощения света в ультрафиолетовой и видимой областях спектра желтоватый оттенок разной интенсивности, а также способно флуоресцировать. Химические характеристики, 32 ответственные за наличие таких оптических свойств, определяют и высокую фотохимическую активность ОРОВ (Hansell et al., 2004). Одной из основных «движущих сил», определяющих интенсификацию исследований ОРОВ в морских водах, яляется быстрое развитие спутниковой океанографии. Запуск цветного сканера для изучения прибрежной зоны (Coastal Zone Color Scanner, CZCS) в 1978 году открыл новую эру океанографических исследований. CZCS был задуман, в первую очередь, как средство для оценки глобальной океанической растительной биомассы. Для более точной интерпретации результатов дистанционного зондирования особую актуальность приобрели оценки влияния маскирующих компонентов, одним из которых и, часто, важнейшим является ОРОВ. Спектр поглощения ОРОВ перекрывается со спектром хлорофилла и может составлять до 50% от общего поглощения на длине волны 443 нм, на которой наиболее часто определяется концентрация последнего (Siegel et al., 2002). Так, для Баренцева моря завышение концентрации хлорофилла может составлять 4-23 раза (Буренков и др., 2001; Копелевич и др., 2006). Поэтому, некоторые исследователи на основе одностороннего использования спутниковых данных (Arrigo et al., 2011), приходят к ложному выводу о многократном росте первичной продукции в МВА, что, на наш взгляд, объясняется ростом содержания ОРОВ в условиях увеличения стока сибирских рек (Semiletov et al., 2013; Heim et al., 2014). Вклад ОРОВ в содержание РОВ в морских водах значителен и составляет, по разным оценкам, от 20 до 70% и выше (Laane et al., 1990, Coble, 2007). Максимальные величины соответствуют прибрежным районам, где доминирует поток терригенного РОВ, который не играет значимой роли в открытом океане. На арктическом шельфе идентифицированы ответственные за изымание микробиальное разложение РОВ: и флокуляция, фракционирование четыре основных процесса, фотохимическая в процессе деградация, образования и последующего таяния льда (Stedmon et al., 2011). Известно, что шельф – одна из наиболее динамичных областей Мирового океана, где, в том числе, смешиваются морские и речные воды, формируя так называемый «маргинальный фильтр», где происходят значительные по масштабам процессы флокуляции растворенных (коллоидных) и взвешенных веществ (Лисицын, 1994). В зависимости от локальных условий, таких как тип и размер суспендированных осадков, 33 концентрация железа, температура и проч., результирующий эффект изменяется от «несущественного» до «слабого», достигая максимума не более 5% от содержания РОВ (Amon and Meon, 2004). Следующий механизм изымания растворенного органического вещества – индуцированная УФ фотодеградация. Принято считать, что этот процесс оказывает существенное влияние на концентрацию РОВ в шельфовых водах (Osburn et al., 2009). Однако благодаря специфическим условиям Арктики (ледовый покров, малый угол падения солнечных лучей, ограниченный период освещения), а также высокой мутности шельфовых вод в районе наших исследований (Semiletov et al., 2005; Дударев и др., 2006а,б) фотохимическое разрушение ОРОВ незначительно влияет на изменение его концентраций (Belanger et al., 2006; Osburn et al., 2009). Степень влияния микробиального разложения менее ясна. Некоторые исследователи рассматривают этот процесс как основной механизм трансформации вносимого реками РОВ (Anderson, 2002; Hansell et al., 2004). Так, по оценкам последнего, до 70% терригенного РОВ в верхнем перемешанном слое реминерализуется за время его пребывания в круговороте Бофорта (Канадский бассейн) в течении, примерно, 4-6 лет. По другим оценкам, за два года пребывания в арктических морях минерализуется не более 5% речного РОВ. Например, в различных частях бассейна СЛО в отсутствии флокуляции и фотодеградации распределение ОРОВ в поверхностных водах и в галоклине контролируется скоростью его поступления с речными водами, перемешиванием между бассейнами и комбинацией скорости микробиального разложения и времени пребывания тех или иных водных масс в СЛО. И хотя вклад речных вод дифференцирован в различных частях бассейна, часто предполагается, что биодоступность РОВ идентична для всего СЛО, а скорость его изымания зависит, главным образом, от времени пребывания в арктических водах (Hansell et al., 2004; Manizza et al., 2009). Однако авторы работы (Stedmon et al., 2011) показали, что более активное изымание РОВ происходит в водах Канадского бассейна, что обусловлено, главным образом, его генезисом - автохтонным происхождением, т.е. повышенной лабильностью ОВ. Относительно вклада процессов льдообразования также нет единого мнения. Установлено, что при льдообразовании происходит фракционирование РОВ – значительная его часть поступает в воду с рассолами (Amon, et al., 2003). Большая часть 34 речных вод включается в состав формирующегося на евразийском шельфе льда, обогащая шельфовые воды РОВ. При этом, таяние такого обедненного РОВ льда происходит, как правило, вне зоны его образования. Таким образом, в решении вопроса, насколько важен процесс образования/таяния льда в модификации величин ОРОВ (и РОВ) в пределах СЛО, необходим региональный подход. 1.4. Спектральные характеристики окрашенного растворенного органического вещества Как отмечалось выше, РОВ является одним из наиболее важных компонентов пресноводных и морских экосистем, играющих ключевую роль в круговороте углерода и изменении климата на планете. Свойства РОВ характеризуются большим разнообразием и зависят от его источника и диагенетического состояния. Кроме того, некоторая его часть способна поглощать свет в ультрафиолетовой и коротковолновой видимой области спектра. По данным Coble (2007) до 70% состава РОВ в шельфовых водах составляет ОРОВ, которое в значительной степени определяет оптические свойства природных вод, влияя на глубину фотического слоя и играя важную роль в экранировании водной биоты от излишнего воздействия солнечной радиации, а также в ряде биохимических и фотохимических процессов. Спектр поглощения ОРОВ экспоненциально возрастает с уменьшением длины волны. Как правило, для определения свойств ОРОВ используют несколько спектральных характеристик – оптическую плотность и/или коэффициент поглощения при определенной длине волны (Aλ или aλ), угол наклона спектральной кривой в определенном диапазоне длин волн (S) и отношение углов наклона в различных диапазонах (SR). Также в последнее время используется комплексный параметр – коэффициент удельного поглощения (a*λ, в англоязычных статьях SUVA - Specific UV absorbance), который представляет собой отношение коэффициента поглощения (чаще на длине волны 254 нм) к концентрации РОУ в исследуемом образце (Weishaar et al., 2003). Отметим, что последний параметр редко применяется в анализе природных вод, особенно в арктическом регионе, главным образом, из-за недостатка прецизионных данных по содержанию РОУ. В гидрооптических исследованиях широкое применение нашло использование отношения оптических характеристик как параметра, в значительной степени 35 независимого от абсолютных концентраций ОРОВ. Например, отношение поглощения на длинах волн 250 и 365 нм предлагается использовать в качестве индикатора молекулярного размера РОВ, т.к. с увеличением молекулярного размера РОВ это отношение падает из-за более сильного поглощения света высокомолекулярными веществами в диапазоне длинных волн (De Haan and De Boer, 1987). В целом УФспектроскопия имеет недостаточно возможностей для изучения строения РОВ и, в отличие от ИК и ЯМР-спектроскопии, не может быть использована для прямого определения из функциональных групп в молекулах веществ, входящих в состав РОВ (MacCarthy, Rice, 1985). Тем не менее, УФ-спектроскопия может дать некоторую структурную информацию об органическом веществе в пробе воды. Спектры, полученные для сложной смеси молекул, какой является РОВ, представляют собой среднее значение для всех индивидуальных спектров соединений, входящих в ее состав (Miller, 1994). В области ближнего УФ поглощают, главным образом, молекулы с ароматическими (сопряженными) связями, поэтому поглощение на длине волны 254 нм (или, в некоторых исследованиях, на 280 нм) используется как показатель гумификации или ароматичности вещества (Weishaar et al., 2003). Показано, что поглощение на 254 нм, отнесенное к концентрации РОУ в пробе, высоко коррелирует с ароматичностью РОВ (r > 0,98). Использование спектральных углов наклона S позволяет дополнить информацию, получаемую на основе анализа величин поглощения, данными о соотношении гуминовых и фульвокислот в пробе, молекулярном весе и ароматичности растворенных органических веществ (Blough and Green, 1995; Blough and Del Vecchio, 2002). Известно, что величина S может быть использована и для характеристики источника ОРОВ (Kowalczuk et al., 2003). Однако, ее полезность ограничена и тем, что полученное значение S зависит от интервала длин волн, по которым оно вычисляется (Carder et al., 1989; Stedmon et al., 2000). Изменяя оптические свойства воды, ОРОВ играет важную роль в цикле углерода и биогеохимии прибрежных вод СЛО. Исследования эстуарных зон показали, что вклад ОРОВ в ослабление интенсивности фотосинтетически активной радиации может значительно превышать влияние взвешенного вещества (Буренков и др., 2001 а, б; Пугач и Пипко, 2012). Для полярных морей это может служить значимым ингибитором развития фитопланктона. Следовательно, информация о распределении ОРОВ может 36 быть важна для прогноза и оценки интенсивности фотосинтеза в прибрежной зоне арктических морей. Фотореактивность РОВ может в некоторой степени влиять на карбонатную химию морской воды и за счет деградации ОРОВ до СО2 (Zepp et al., 1998; Toole and Siegel, 2004; Alling et al., 2010 и др.). Учитывая возрастающий интерес к изучению изменчивости ОРОВ, в настоящее время широкое развитие получила разработка инструментальных методов его определения: усовершенствуются оптические сенсоры, для идентификации источников и состава ОРОВ используют флуоресцентную спектроскопию, сочетают высокоэффективную жидкостную хроматографию с методами спектроскопии и капиллярного электрофореза (Coble, 1996; Stedmon et al., 2003; Twardowski et al., 2005; Belzile et al., 2006; Röttgers and Doerffer, 2007; Murphy et al., 2008; Parlanti et al., 2000, 2002; Repeta et al., 2004; Coble, 2007). Совершенствуются и статистические методы анализа полученных данных – так, для оценки источников ОРОВ, его молекулярного веса, концентраций хромофорных групп и ряда других характеристик активное применение получил компонентный анализ (PCA) и параллельный факторный анализ (PARAFAC) (Stedmon and Bro, 2008; Walker et al., 2009; Gueguen et al., 2011 и др.). Широкий спектр свойств ОРОВ, оказывающих непосредственное влияние на морскую экосистему, делает процесс его изучения междисциплинарным, имеющим важное значение для различных направлений исследования, включая циркуляцию океанических вод, биогеохимию углерода, парниковые газы, оптику океана и дистанционное зондирование, фотохимию и фотобиологию, экологию и физиологию планктона, и многие другие. Исследования оптически-активной фракции РОВ привлекают особый интерес в арктическом регионе, подверженном беспрецедентным в масштабах планеты климатическим изменениям. В настоящее время наиболее активно ведутся экспедиционные исследования ОРОВ как в морях, так и в реках низких и средних широт (Coble et al., 1998; Chen et al., 2002, 2004; Del Castillo et al., 2000; Kitidis et al., 2006; Тищенко и др., 2006; Swan et al., 2009). Известны работы зарубежных ученых в арктических морях и глубокой части Северного Ледовитого океана, но они, главным образом, охватывают атлантический сектор Арктики, американскую часть Чукотского моря и море Бофорта (Amon et al., 2003; Cooper et al., 2005; Guéguen et al., 2005, 2006, 2012; Benner et al., 2004; Macdonald et al., 2004; Shin and Tanaka, 2004; Nelson et al., 2007; Matsuoka et al., 2011). 37 В российской Арктике успешно работают группы российских ученых, но их исследования, как правило, ограничены ее западным сектором – морями Баренцевым и Карским (Kopelevich et al., 2004; Копелевич и др., 2006; Буренков и др., 2001, 2010 и ряд других). Пионерские работы по изучению изменчивости и характеристик ОРОВ в море Лаптевых и Восточно-Сибирском море на современном аналитическом уровне были начаты лабораторией арктических исследований ТОИ ДВО РАН в 2003-04 гг. в содружестве с учеными из ААНИИ (группа под руководством А.П. Макштаса) при участии автора работы (Belzile et al., 2006; Semiletov et al., 2007; Pugach et al., 2009). Развитием этих исследований стали международные экспедиции ТОИ ДВО РАН, организованные и выполненные также при участии автора на шельфе морей Восточной Арктики (2005, 2008, и 2011 гг.) и в бассейне Северного Ледовитого океана (2009 г.) (Пипко и др., 2008, 2010; Alling et al., 2010; Pipko et al., 2011; Pugach et al., 2010; Пугач и Пипко, 2012). Единственная известная работа зарубежных авторов, посвященная исследованию динамики и состава ОРОВ на границе Восточно-Сибирского и Чукотского морей, основана на материалах всего двух океанографических разрезов, выполненных севернее острова Врангеля – области прямого влияния вод тихоокеанского генезиса (Guéguen et al., 2012). Данная работа посвящена описанию и анализу авторских материалов, полученных в МВА на протяжении последних 12 лет. 38 ГЛАВА 2. МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ 2.1. Материалы исследований В диссертации использованы результаты научных экспедиций, проведенных в летне-осенний сезон в 2003 и 2004 гг. (ГС «Иван Киреев»), 2005 (ПТС «Ауга»), 2008 (ГС «Яков Смирницкий») и 2011 гг. (НИС «Академик М.А. Лаврентьев»), в которых был выполнен комплекс гидрологических, гидрохимических и гидрооптических исследований на свободных ото льда акваториях морей Лаптевых и ВосточноСибирском (Рисунок 2.1; Таблица 2.1). Рисунок 2.1 – Схема экспедиционных работ в летне-осенний сезон 2003-2011 гг. В 2003-2005 гг. работы проводились на океанологических станциях, а в 2008 и 2011 г. и в режиме попутного плавания c использованием проточной системы (seawater intake, SWI) по ходу движения судна. Вода закачивалась с глубины 4 м со скоростью 30 л/мин через трубку из нержавеющей стали с силиконовым наконечником в 300литровую бочку, закрепленную на палубе, в которую был установлен гидрологический CTD зонд и затем из нее отбирались пробы воды для анализа. Работы в восточной части моря Лаптевых проводились в 2004 (30 станций), 2005 (27 станций), 2008 (24 станции) и в 2011 (65 станций) гг. В прибрежной части Восточно-Сибирского моря от пролива Дмитрия Лаптева до пролива Лонга работы проводились в 2003 (44 станции), 2004 (88 39 станций, в том числе 14 станций – в Чаунской губе), 2005 (37 станций до устья реки Индигирки), 2008 (63 станции) и в 2011 (21 станция) гг. Таблица 2.1 – Информация об экспедиционных исследованиях в летне-осенний сезон 2003-2011 гг. Дата, рейс Район Кол-во станций ГС «Иван Киреев», 7 - 21 сентября 2003 г. ВСМ 44 ГС «Иван Киреев», 31 августа - 15 сентября 2004 г. юговосточная часть МЛ, ВСМ 118 ПТС «Ауга», 14 – 25 сентября 2005 г. юговосточная часть МЛ, западная часть ВСМ 64 ГС «Яков Смирницкий», 8 августа – 18 сентября 2008 г. восточная часть МЛ, ВСМ 87 НИС «Академик Лаврентьев», 15 сентября – 4 октября 2011 г. восточная часть МЛ, ВСМ 86 Измеряемые параметры и количество измерений T, S, ОРОВ, ФАР, мутность – зондирование на станциях; T, S, pCO2 – непрерывные измерения по маршруту судна (поверхностный слой); pH, общая щелочность, n = 97 Биогенные элементы, растворенный кислород, n = 95 T, S, ОРОВ, ФАР, мутность – зондирование на станциях; T, S, pCO2 – непрерывные измерения по маршруту судна (поверхностный слой); Спектр поглощения ОРОВ, n = 77 РОУ, n = 89 pH, общая щелочность, растворенный кислород, n = 167 T, S, ОРОВ, ФАР, мутность – зондирование на станциях; T, S – непрерывные измерения по маршруту судна (поверхностный слой) Спектр поглощения ОРОВ, n = 164 pH, общая щелочность, n = 116 Биогенные элементы, растворенный кислород, n = 113 T, S, ФАР, мутность – зондирование на станциях; T, S, ОРОВ – непрерывные измерения по маршруту судна (поверхн. слой) РОУ, гуминовые вещества, n = 216 pH, общая щелочность, n = 443 общий неорганический углерод, n = 386 Биогенные элементы, растворенный кислород, n = 398 T, S, ОРОВ, ФАР, мутность – зондирование на станциях; РОУ, спектр поглощения ОРОВ, n = 74 pH, общая щелочность, n = 346 Биогенные элементы (фосфаты, силикаты, нитраты, нитриты), n = 338 Растворенный кислород, n = 346 40 Во всех экспедиционных исследованиях использовался гидрологический CTD зонд модели SBE 19plus SEACAT Profiler (производство компании Sea-Bird Electronics (США), www.seabird.com), укомплектованный датчиками ОРОВ (WETStar CDOM Fluorometer производства WETLAB), мутности (OBS-3 particle monitor (turbidity) D&I Instrument Company) и проникающей фотосинтетически активной радиации (ФАР). Это позволило проводить синхронные высокопрецизионные измерения вертикального распределения температуры, электропроводности, концентрации взвеси, флуоресценции и проникающей ФАР в условиях in situ. SBE 19plus оснащен высокоточным датчиком давления, имеющим разрешение 0,002%; датчиком температуры, имеющим диапазон измерения от -5 до 35°С, разрешение 0,0001°С; датчиком электропроводности с диапазоном измерения от 0 до 9 сименс/м, разрешением 0,00005 сименс/м, оптическим датчиком мутности с длиной световой волны 875 нм, линейный отклик на содержания взвешенного вещества в диапазоне 0,1-5000 мг/л. Измерения ФАР в диапазоне 400-700 нм выполнялись (www.licor.com), с помощью который дает сферического квантового датчика возможность определять активную LI-193 SA радиацию, поступающую в единичный объем со всех направлений. Данные измерений зонда о давлении, температуре, электропроводности, мутности воды, флуоресценции ОРОВ и проникающей ФАР передавались в режиме реального времени, обрабатывались программным пакетом SeaSave фирмы SeaBird Electronics, к ним добавлялись текущие координаты по данным навигационной системы, рассчитывались соленость и плотность воды. 2.2. Методы исследований 2.2.1. Методы определения содержания растворенного органического углерода Концентрация растворенного органического углерода (РОУ) в 2003-2004 гг. измерялась в лаборатории Международного Арктического Научного Центра Университета Аляска (г. Фэрбэнкс, США), в 2008 г. на борту судна «Яков Смирницкий», а в 2011 г. в лаборатории гидрохимии ТОИ ДВО РАН методом высокотемпературного каталитического окисления на анализаторе углерода Shimadzu ТОС-VCPH. Пробы воды для определения РОУ отбирались из батометров на океанографических станциях с четырех горизонтов: из поверхностного слоя (2-4 м), галоклина (4-10 м), промежуточного и придонного слоев, а также из проточной системы 41 SWI по ходу движения судна. Затем они отфильтровывались через стекловолокнистые фильтры GF/F (фирма Whatman, диаметр 47 мм, размер пор около 0,7 мкм) и хранились в прохладном, темном месте около одного месяца, а в экспедиции 2008 г. анализировались на борту судна. Анализ проводили в два этапа на автоанализаторе Shimadzu TOC-VCPN. На первом этапе измерялся общий углерод. Автосемплером аликвота воды подавалась в реакционную трубку, где на катализаторе при температуре 680°С, в присутствии кислорода происходило превращение органических и неорганических форм углерода в двуокись углерода. Продукты сгорания с газомносителем (расход около 150 мл мин-1) поступали в осушитель, где охлаждались и освобождались от водяных паров. Затем газ проходил через ловушку галогенов, где происходило поглощение хлора и других галогенов. Далее смесь газа-носителя и продуктов сгорания поступала в ИК-детектор, в котором производилось измерение поглощения образующейся двуокиси углерода, снимался аналоговый сигнал, который формирует аналитический пик. Площадь пика пропорциональна содержанию в пробе общего углерода. На основании градуировочных графиков рассчитывалась концентрация общего углерода в пробе. Во втором этапе, в пробе анализировалась только неорганическая форма углерода. Проба воды в дозаторе анализатора подкислялась раствором 2М соляной кислоты до рН = 2. Неорганические формы углерода переводили в двуокись углерода, которая газом-носителем подавалась в кювету ИК-анализатора. Величина РОУ рассчитывалась по разнице между общим содержанием углерода и неорганической формой углерода. Точность метода составляла 2 %. Калибровка и анализ полученных данных выполнялись согласно методике, приведенной в Sharp et al. (1995). Для калибровки измерений были использованы сертифицированные материалы сравнения (CRM, Университет Майами). Для тестирования проточной системы в экспедиции 2008 г. пробы воды синхронно отбирались в приустьевой зоне как из батометров Нискина с глубины 4 м, так и из системы SWI. Статистически значимых расхождений в измеренных величинах ОУ обнаружено не было. Для системы SWI (n = 3) значения ОУ составили 202 ± 13,7 мкмоль л-1, для воды из батометра (n = 3) 195 ± 13,1 мкмоль л-1. Кроме того, во время работ в 20 точках на разных участках шельфа были собраны и проанализированы тройные образцы для оценки общей дисперсии (Alling et al., 2010). 42 2.2.2. Методы определения содержания окрашенного растворенного органического вещества Для определения концентрации ОРОВ во всех экспедициях использовался WETStar DOM флуориметр (WETLabs Inc.), который позволяет измерять флуоресценцию in situ без предварительной фильтрации воды (Belzile et al., 2006). В нем установлены два ультрафиолетовых светодиода, которые отцентрованы на длине волны 370 нм и модулируются частотой 1 кГц для обеспечения возбуждения. Детектор, расположенный под углом 90° к оси, на которой установлены светодиоды, измеряет излучаемый свет от образца воды объемом порядка 0,25 см3 в кварцевой трубке диаметром 7 мм на возбуждения/излучения длине волны позволяет 460 нм. Такая оценить комбинация флуоресценцию длин гуминовых волн веществ (Stedmon and Markager, 2005). В работе Belzile et al. (2006) показано, что измерения концентрации РОВ в нефильтрованных пробах с помощью описанного флуориметра, очень хорошо коррелируют со значениями, полученными в фильтрованных образцах в лабораторных условиях. Для калибровки зондовых данных во всех рассматриваемых экспедициях проводился отбор проб воды, которые отфильтровывались через стекловолокнистый фильтр (GF/F, 47 мм) при помощи установки фирмы Sartorius. Для фотометрирования использовался двухлучевой спектрофотометр ЮНИКО 2804 с кварцевой кюветой (длина оптического пути 1 см, что наиболее приемлемо для исследования прибрежных зон, находящихся под влиянием речного стока с высокими значениями ОРОВ (Пугач и др., 2015)). Измерения проводились в спектральном диапазоне от 200 до 400 нм с разрешением 1 нм. Спектральная полоса пропускания 1,8 нм. В качестве холостого раствора использовалась дистиллированная вода. Точность метода составляла 1 %. Спектр поглощения ОРОВ экспоненциально возрастает с уменьшением длины волны (Рисунок 2.2) 43 Оптическая плотность 2,5 2 1,5 1 0,5 0 200 250 300 350 400 Длина волны, нм Рисунок 2.2 – Спектр поглощения окрашенного растворенного органического вещества Полученные спектры аппроксимировались с помощью метода наименьших квадратов формулой: a (λ) = a (λ0) exp {−S (λ – λ0)}, где a(λ), a(λ0) – коэффициенты поглощения на конкретной длине волны в исследуемом диапазоне и на длине волны λ0 = 254 нм, S – параметр, определяющий спектральную зависимость коэффициента поглощения, обусловленную концентрацией ОРОВ (Blough and Del Vecchio, 2002). Коэффициент поглощения рассчитывался по формуле: a (λ) = 2.303A(λ)/L, где A (λ) – оптическая плотность на длине волны λ, L – длина оптического пути в метрах. Образцы для оптических измерений концентраций гуминовых веществ в экспедиции 2008 г. были отобраны без предварительной фильтрации в бутылки темного стекла, хранились в темных и холодных условиях и анализировались на борту судна. Концентрации гуминовых веществ (ГВ) в каждой пробе определялись троекратно методом флуоресцентной спектроскопии (Hitachi F-7000) с использованием пары длин волн 350/450 нм (возбуждение/эмиссия) со спектральной полосой пропускания 2,5 нм для возбуждения и 10 нм для фиксации эмиссии, что рекомендовано для анализа хромофорных фрагментов гуминовых веществ в водах, подверженных интенсивному влиянию речного стока (Skoog et al., 1996a,b; Gustafsson et al., 2001). Концентрацию ГВ в 44 пробе рассчитывали на основе калибровочного графика, построенного для стандартных растворов (Рисунок 2.3), приготовленных с использованием основного раствора сульфата хинина (СХ) известной концентрации (20 мг СХ растворяется в 0,5 литра 0,05 М Н2SO4) (Alling et al., 2010). Полученная для образцов воды интенсивность флуоресценции выражалась в эквиваленте сульфата хинина (мкг СХ л-1). Рисунок 2.3 – Калибровочный график для определения концентрации гуминовых веществ в шельфовых водах МВА в сентябре 2008 г. Измерение концентрации ГВ в образцах воды в экспедиции 2011 г. проводили спектрофотометрическим методом на ЮНИКО 2804 в диапазоне длин волн 200–400 нм. Концентрацию ГВ в пробах воды (мг С/л) рассчитывали по величине оптической плотности A при длине волны 254 нм (Марьяш и др., 2015; Ходоренко и др., 2012): СГВ = 20 · A254 / L, где L – длина оптического пути (L = 1 см). 2.2.3. Методы определения и расчета параметров карбонатной системы Для определения рН исследуемой воды применялся потенциометрический метод с ячейкой безжидкостного соединения, разработанный П.Я. Тищенко с коллегами (Тищенко и др, 2001, 2002). Этот метод устраняет теоретическую и экспериментальную неопределенность, связанную с потенциалом жидкостного соединения. Измерения рН 45 выполняли в термостатированной (при температуре 20  0,05оС) проточной ячейке объемом 80 см3 с использованием рН-метра ORION-720А Plus и двух высокоомных электродов (Na+-селективного и рН-электрода), а также электрода сравнения. Величины рН, вычисленные в условной шкале активностей Питцера, затем переводились в шкалу рНТ (Тищенко и др., 2002). Ячейка калибровалась в шкале Питцера с помощью буферного раствора TRIS-TRISHCl-NaCl (mTRIS=mTRISHCl=0,04; mNaCl=0,44) (Тищенко и др., 2002). Значения рН, полученные в шкале Питцера, затем пересчитывались в концентрационную шкалу рНТ (total scale). Ошибка измерений рН не превышала 0,002 ед. рН. В 2003-2005 гг. пробы морской воды для определения общей щелочности (АТ), законсервированные насыщенным раствором сулемы (DOE, 1994), были привезены во Владивосток. Общую щелочность анализировали прямым титрованием в открытой ячейке соляной кислотой (0,02 N) со смешанным индикатором (метиловый красный + метиленовый голубой) (Бруевич, 1944) с использованием титратора Dosimat-665. В процессе титрования пробы воды продувались потоком воздуха, освобожденным от углекислого газа и аммиака. Точка эквивалентности (рН около 5,4-5,5) определялась визуально до перехода зеленоватого окрашивания в слаборозовое. Титр устанавливали по стандартному раствору соды, приготовленному весовым способом с учетом вакуумной поправки. Точность определения составила ± 0,2 %. В 2008 и 2011 гг. величина общей термостатирования щелочности до ~ 20oC. определялась Титр HСl сразу после устанавливался отбора с проб и использованием сертифицированных материалов сравнения (CRM, Batch#96), предоставленных A. Dickson, Scripps Oceanography Institute. Титрование осуществлялось дозирующим устройством Dosimat-765. Воспроизводимость титрования  3 мкмоль кг-1 (Pipko et al., 2011). В экспедициях 2003-2005 гг. парциальное давление углекислого газа в атмосфере измерялось при помощи инфракрасного анализатора LICOR-820. Ошибка метода составляла ±1 мкатм. Забортный воздух с высоты 10 м над уровнем моря непрерывно прокачивался через ИК-анализатор. Начиная с 2008 г. использовался высокоточный пульсационный СО2-анализатор LICOR-7500 с открытой 20 см ячейкой в комплексе с 3D акустическим анемометром для прямых измерений 3х мерного потока СО2 (www.licor.com). 46 Для расчета из измеренных параметров карбонатной системы (рН – АТ) парциального давления СО2 в морской воде была использована программа, предложенная в (Lewis and Wallace, 1998). Ошибка расчета величины pСО2 не превышала 4-6%. Для расчета градиентов рСО2 между океаном и атмосферой использовались величины рСО2атм, измеренные по ходу судна на высоте 8-10 м над уровнем моря. Для расчета потоков СО2 в системе океан-атмосфера использовалось известное уравнение (Wanninkhof and McGillis, 1999): FCO2 = k·s·(pCO2), (1) где k–скорость газопереноса (см час-1), s–растворимость СО2 в морской воде (моль м-3 атм–1), pCO2 – разница парциального давления СО2 между океаном и атмосферой (мкатм). До настоящего времени нет единого мнения о предпочтительности использования того или иного алгоритма, связывающего скорости ветра и газопереноса (Bates and Mervilat, 2001; Asher et al., 1996; Wanninkhof, 1992; Wanninkhof and McGillis, 1999). Скорость газопереноса рассчитывалась нами по кубическому уравнению, связывающему k со скоростью ветра (Wanninkhof and McGillis, 1999): k = 0,0283·u3·(Sc/660)-1/2 (2) где u – скорость ветра (м сек-1), Sc – число Шмидта. Для сравнения была использована также квадратичная зависимость скорости газопереноса от скорости ветра (Wanninkhof, 1992): k = 0.31·u2·(Sc/660)-1/2 (3) Кубическое уравнение (2), связывающее скорости ветра и газопереноса, было выбрано нами как наиболее достоверное, основанное на большем количестве данных. По сравнению с квадратичным уравнением (3) оно показывает более слабую зависимость газопереноса от скорости ветра при низких скоростях ветра и значительно более сильную при высоких, точнее учитывая ветровое влияние на процесс газообмена между океаном и атмосферой (Wanninkhof and McGillis, 1999). В работе (Bates and Mervilat, 2001) предлагается использовать в расчетах скорость ветра с часовым осреднением, т.к. применение суточной осредненной скорости ветра несколько занижает величину потока СО2 в системе океан-атмосфера благодаря эффекту 47 сглаживания кратковременной ветровой изменчивости в процессе осреднения, не позволяя учесть нелинейную природу газообмена (Bates and Mervilat, 2001). Это подтверждается нашими результатами: при расчетах с использованием суточной осредненной скорости ветра величины суточного потока СО2 оказались ниже в среднем на 16% (Пипко и др., 2008). 48 ГЛАВА 3. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ РАСТВОРЕННОГО ОРГАНИЧЕСКОГО УГЛЕРОДА НА ШЕЛЬФЕ МОРЕЙ ВОСТОЧНОЙ АРКТИКИ В ЛЕТНЕОСЕННИЙ СЕЗОН (НА ПРИМЕРЕ 2008 Г.) 3.1. Пространственное распределение растворенного органического углерода на шельфе морей Восточной Арктики и контролирующие его процессы Во время работ в августе-сентябре 2008 г. (Рисунок 3.1) было проведено комплексное изучение изменчивости растворенного органического углерода вод на шельфе МВА с применением оптических и гидрохимических методов исследований. Рисунок 3.1 – Положение океанографических станций, выполненных на шельфе МВА в сентябре 2008 г. В исследуемый период соленость поверхностных вод изменялась в широком диапазоне: от 2,23 psu в придельтовой зоне р. Лены (губа Буор-Хая) до 29,86 psu на востоке ВСМ (Рисунок 3.2а). В придонном слое диапазон изменчивости составлял 12,32–34,47 psu. Известно, что условной границей проникновения распресненных вод на арктический шельф служит изохалина 24,5 psu (Антонов, 1957). В сентябре 2008 г. значительная часть распресненных вод сибирских рек проникала на восток прибрежношельфовой зоны МВА до ~160о в.д., достигая среднего многолетнего положения фронтальной зоны между распресненными шельфовыми водами и водами тихоокеанского происхождения (Semiletov et al., 2005). Воды р. Лены составляли основную часть этого потока. Влияние вод Индигирки и Колымы, двух крупнейших рек, впадающих в Восточно-Сибирское море, было менее значимо. Это хорошо 49 иллюстрируется распределением солености, как в поверхностном слое приустьевых зон, так и на шельфе МВА в целом (Рисунок 3.2а). Отметим, что соленость вод на шельфе МВА определяется также процессами образования, таяния и выноса льда. Наши исследования выполнялись в период интенсивного таяния льда, когда его кромка занимала самое северное положение (http://www.aari.nw.ru). Но расчет фракций смешивающихся вод (речные, атлантические и талые) для моря Лаптевых показал, что доля последних не превышала 10%, а на некоторых станциях была отрицательной, что свидетельствовало об экспорте льда с исследуемой акватории (Пипко и др., 2015). а) “Ленский” разрез “Индигирский” “Колымский” б) Рисунок 3.2 – Распределение солености и концентраций РОУ в поверхностном слое морей Лаптевых и Восточно-Сибирском в августе-сентябре 2008 г. Основываясь на распределении солености (Рисунок 3.2а), можно выделить три основные зоны, на которых были сфокусированы наиболее детальные исследования летнего сезона 2008 г.: - ярко выраженная область влияния ленских вод в восточной части моря Лаптевых, где поверхностная соленость достигала минимальных для всего района исследований величин (до 3 psu); 50 - западная часть Восточно-Сибирского моря (140о – 160о в.д.), поверхностный слой которой также находится под влиянием, главным образом, вод р. Лены. Соленость изменялась в диапазоне 12-25 psu; - восточная часть Восточно-Сибирского моря (160о – 180о в.д.), которая находится под влиянием вод тихоокеанского происхождения. Соленость в этой зоне была максимальной для исследуемого региона (более 28 psu в поверхностном слое). Минимальным величинам солености поверхностных вод соответствовали наибольшие концентрации РОУ: от 500 мкмоль л-1 на западе района исследований в придельтовой зоне р. Лены до 50-80 мкмоль л-1 вблизи пролива Лонга на востоке (Рисунок 3.2б). На основе анализа пространственного распределения были рассчитаны средние концентрации и интегральные запасы РОУ в различных районах мелководного шельфа МВА (Таблица 3.1). Также выполнены оценки общего содержания РОУ в исследуемых морях. Общий запас РОУ, ежегодно поступающего в ВСМ, включает в себя поток углерода, вносимый водами рек Индигирка и Колыма, а также до настоящего времени точно не определенную часть стока РОУ, поступающего на шельф с водами р. Лены (Ekwurzel et al., 2001; Semiletov et al., 2005, 2007). Средняя концентрация РОУ в водах на шельфе МВА составила 119 мкмоль л-1 (n = 216), что соответствует общему содержанию углерода в водной толще 94 · 1012 г С (Таблица 3.1). Установленный в результате наших исследований диапазон концентраций РОУ оказался близок к приведенным в более ранних работах величинам, полученным в юго-восточной части моря Лаптевых (Сидоров, 1992; Cauwet and Sidorov, 1996) и в Восточно-Сибирском море (Olsson and Anderson, 1997) (Таблица 3.1). Таким образом, выполненные в экспедиции 2008 г. детальные исследования пространственного распределения растворенного органического углерода позволили оценить его запас на всем Восточно-Сибирском шельфе (внешней границей является изобата 200 м). Подобные оценки в этом районе исследований выполнены впервые. Для всего полученного в экспедиции 2008 г. массива данных были рассчитаны корреляционные связи между соленостью и концентрацией РОУ, а также между соленостью и содержанием гуминовых веществ, определяемых как флуоресцирующую часть РОВ. В целом для исследованной акватории обнаружена устойчивая корреляционная связь между этими параметрами (r = - 0,93 для РОУ и r = - 0,95 для ГВ) (Рисунок 3.3). 51 а) б) 40 r = -0,93 400 ГВ, мкг СХ л-1 РОУ, мкмоль л-1 500 300 200 100 r = -0,95 30 20 10 0 0 0 5 10 15 20 25 30 0 5 10 15 20 25 30 Соленость, psu Соленость, psu Рисунок 3.3 – Распределение концентраций растворенного органического углерода (РОУ) (а) и гуминовых веществ (ГВ) (б) в зависимости от солености в поверхностном слое морей Лаптевых и Восточно-Сибирском в августе-сентябре 2008 г. Обнаруженное отклонение от линейной зависимости концентрации РОУ от солености на рисунке 3.3 может определяться как изыманием, так и появлением дополнительного (аллохтонного или автохтонного) источника РОУ. Как отмечалось выше, на арктическом шельфе идентифицированы четыре основных процесса, ответственные за его изымание: микробиальное разложение и флокуляция, фракционирование фотохимическая в процессе деградация, образования и последующего таяния льда (Stedmon et al., 2011). Рассмотрим основные процессы, контролирующие пространственное распределение РОУ в этом регионе. Известно, что шельф является одной из наиболее динамичных областей Мирового океана, где, в том числе, смешиваются морские и речные воды. Одним из результатов действия таких «маргинальных фильтров» (Лисицын, 1994) является выведение РОУ из растворенной фазы. В зависимости от локальных условий результирующий эффект изменяется от «несущественного» до «слабого», достигая максимума, но не более 5% от содержания РОВ (Amon and Meon, 2004). Индуцированная УФ фотодеградация – следующий механизм изымания растворенного органического вещества. Однако благодаря специфическим условиям Арктики (ледовый покров, малый угол падения солнечных лучей, ограниченный период освещения), а также высокой мутности шельфовых вод в районе наших исследований этот процесс не является существенным (Belanger et al., 2006; Osburn et al., 2009). Таблица 3.1 – Средняя концентрация и запасы РОУ на шельфе морей Лаптевых и Восточно-Сибирского (внешней границей является изобата 200 м), полученные в экспедиции на ГС «Яков Смирницкий» в августе-сентябре 2008 и сравнение с ранее проведенными исследованиями Наше исследование Глубина Соленость (м) (psu) Море Лаптевых Поверхн. слой (n=50) Придонный слой (n=27) Всего (n=77) Восточно-Сибирское море Поверхн. слой (n=74) Придонный слой (n=65) Всего (n=139) Западная часть Поверхн. слой (n=35) Придонный слой (n=27) Всего (n=62) 0-10 10-200 0-200 20 29 27 Средняя концентрация РОУ (мкмоль л-1) Запасы РОУ (г) 258±13 133±7 165±8 13 ×1012 20 ×1012 33 ×1012 0-15/20 20-200 0-200 31 101±6 22 ×1012 50×1012 60×1012 0-15 20-200 0-200 22 26 24 170±9 146±7 158±8 9,6 ×1012 6,5×1012 17×1012 28 33 31 - 93±5 87±4 88±4 - 13 ×1012 31×1012 43×1012 - - 29 119±6 35 ×1012 58×1012 94×1012 Восточная часть Поверхн. слой (n=39) 0-20 Придонный слой (n=38) 20-200 Всего (n=77) 0-200 МВА (моря Лаптевых и Восточно-Сибирское) Поверхн. слой 0-10/15/20 Придонный слой 10/15/20-200 0-200 Всего (n=216) а) Cooper et al., [2008] and Gordeev et al., [1996] б) Cauwet and Sidorov [1996] в) Olsson and Anderson [1997]. Другие исследования Концентр. Речной сток РОУ РОУа) -1 (мкмоль л ) (гС год-1) р. Лена: б) 300-600 5,9×1012 200б) 50-350в) р. Индигирка: 0,47 ×1012 р. Колыма: 0,81×1012 р. Лена, р. Индигирка, р. Колыма: 7,1×1012 Как отмечалось выше, степень влияния микробиального разложения менее ясна. Некоторые исследователи рассматривают этот процесс как основной механизм трансформации вносимого реками РОВ (Anderson, 2002; Hansell et al., 2004). Однако авторы работы (Stedmon et al., 2011) показали, что более активное изымание РОВ происходит в водах Канадского бассейна, что обусловлено, главным образом, его генезисом – автохтонным происхождением, т.е. это негуминовые соединения, которые наиболее подвержены микробиальному разложению (Lobbes et al., 2000; Amon and Benner, 1996). Дополнительными источниками РОУ может являться первичная продукция (ПП) на арктическом шельфе, а также органическое вещество, поступающее как в результате эрозии берегового ледового комплекса, так и обменных процессов, протекающих на границе вода - донные отложения. Поступление ОВ из указанных источников будет увеличивать концентрации РОУ относительно величин, ожидаемых в результате консервативного смешивания речных и океанических вод. Благодаря ПП в воду поступает негуминовый РОУ, а продукты разрушения берегового комплекса и органическое вещество морского осадочного чехла – поставщики гуминоподобного терригенного органического вещества (Dutta et al., 2006; Семилетов, 1999, Semiletov et al., 2005). Уместно отметить, что по данным экспедиционных исследований ТОИ ДВО РАН с 2000 по 2005 гг. (около 150 точек отбора), терригенное органическое вещество доминирует в морских осадках на шельфе МВА, достигая 100 % содержания в придельтовых областях и проливе Дмитрия Лаптева и снижаясь на восток к проливу Лонга (Рисунок 3.4) (Semiletov et al., 2011). Поступление вод реки Колымы и Индигирки также будет давать отклонение от линии консервативного смешения, т.к. концентрация РОУ в этих водах значительно ниже «ленских» значений (Cooper et al., 2008). Полученное в экспедиции 2008 г. распределение РОУ свидетельствует о том, что основным его поставщиком на шельф МВА является речной сток. Так как каждая из частей исследуемого региона (восточный шельф моря Лаптевых, западная и восточная части ВСМ) имеют свои региональные особенности, каждую из них мы рассмотрим отдельно. 54 (1) < 40%, (2) 40-69%, (3) 70-98%, (4) 99-100% Рисунок 3.4 – Карта распределения содержания терригенного органического вещества в поверхностном слое осадков на шельфе МВА по данным экспедиционных исследований 2000-2005 гг. (Semiletov et al., 2011) 3.2. Региональные особенности распределения растворенного органического углерода на шельфе морей Восточной Арктики 3.2.1. Восточная часть моря Лаптевых Поток речных вод в море Лаптевых летом 2008 г. распространялся преимущественно на север от дельты (Рисунок 3.2а). Севернее двух главных проток, через которые на шельф поступает основной объем речных вод, Трофимовской (75 % стока) и Быковской (15 %) (Дударев и др., 2006), идентифицировано пятно распресненных вод, средняя концентрация РОУ в котором составила 410 мкмоль л-1. Для всей исследованной нами части моря Лаптевых среднее значение РОУ составило 165 мкмоль л-1, а для поверхностного слоя – 260 мкмоль л-1 (Таблица 3.1). Для поверхностного слоя моря Лаптевых обнаруженные корреляционные связи между соленостью и концентрацией РОУ и ГВ были очень устойчивы. Коэффициент корреляции составлял -0,92 и -0,94 для РОУ и ГВ, соответственно. Кроме того, полученные экспедиционные данные очень хорошо совпадали с линией консервативного смешения морских и речных вод (Рисунок 3.5). При ее построении в качестве конечных членов выбраны характеристики вод реки Лены в летний период (S=0 psu, РОУ = 505 мкмоль л-1, гумины – 44 мкг СХ л-1, согласно Alling et al., 2010) и атлантических вод, поступающих в СЛО через пролив Фрама (S= 34,9 psu, РОУ = 66 55 мкмоль л-1, согласно Opsahl et al., 1999, гумины 0,3 мкг СХ л-1 согласно Sobek and Gustafsson, 2004) (Рисунок 3.5). Сравнение линии консервативного смешения и распределения измеренных величин свидетельствует о том, что основным фактором, контролирующим распределение РОВ и ОРОВ в поверхностных водах восточной части моря Лаптевых, является сток реки Лены. Наблюдаемое незначительное отклонение от консервативного смешения может определяться как выбором конечных членов, так и вышеописанными процессами поставки/изымания РОУ в условиях in situ. а) б) Соленость ГВ, мкг СХ л-1 РОУ, мкмоль л-1 600 500 r = -0,92 400 300 200 50 речная вода 40 атлантическая вода 30 20 10 100 Соленость r = -0,94 0 0 0 5 10 15 20 25 30 35 0 5 10 15 20 25 30 35 Соленость, psu Соленость, psu Пунктирная линия – линия консервативного смешения, r – коэффициент корреляции Рисунок 3.5 – Распределение концентраций растворенного органического углерода (РОУ) (а) и гуминовых веществ (ГВ) (б) в зависимости от солености в поверхностном слое моря Лаптевых в августе-сентябре 2008 г. Губа Буор-Хая, область прямого влияния речных вод, также является зоной, где отмечены наибольшие скорости эрозии берегового ледового комплекса (Григорьев, 2008). Но даже в этой зоне не было отмечено дополнительного поступления РОУ (диапазон солености от 2 до 5 psu на Рисунок 3.5а). В качестве основной причины отсутствия значительных положительных отклонений в зависимости РОУ от солености мы рассматриваем ослабление эрозионных процессов в летний период 2008 г., когда над Арктикой доминировал антициклональный тип атмосферной циркуляции, определяющий слабые ветра (Pipko et al., 2011; Пугач и Пипко, 2012). Вынос эрозионного материала в море практически отсутствовал, а тип превалирующих эрозионных процессов в этот сезон был определен как аккумулятивный (Charkin et al., 2011), когда термоденудационные процессы были более развиты, чем термоабразивные (Günther et al., 2013); в результате эрозионный материал накапливался на побережье. Некоторое отклонение от линии консервативного смешения в сторону более низких величин, наблюдаемое на Рисунок 3.5а, мы связываем с влиянием талых вод, 56 доля которых на некоторых станциях достигала 10% (Пипко и др., 2015), а также с влиянием маргинального фильтра в придельтовой зоне, оценить степень которого в данном исследовании не представляется возможным, но на основе литературных данных можно рассматривать его как малозначимый (Amon and Meon, 2004). В силу региональных особенностей и малого времени пребывания «ленских» вод на данном участке (не более двух месяцев (Alling et al., 2010)) влияние процессов фоторазложения и бактериальной деструкции в этом районе также неочевидно. Большую роль в отсутствии последнего механизма изъятия РОУ играет тот факт, что основная часть РОУ в этом районе представлена инертным гуминовым органическим веществом. Последние исследования, выполненные в водах арктических рек, показали, что древнее лабильное органическое вещество, поступающее в их русло в верхнем и среднем течении, быстро утилизируется микробиотой (более 50% в течение менее 7 дней) благодаря большой доле алифатических структур, входящих в его состав, что является характерной особенностью «мерзлотного» РОУ (Spencer et al., 2015). Распределение гуминовых веществ в поверхностных водах в зависимости от солености в этом районе исследований также демонстрировало консервативное смешение между «ленскими» и водами глубокой части СЛО (Рисунок 3.5б). В юго-восточной части моря Лаптевых обнаружена высокая корреляция между концентрациями растворенного органического углерода и содержанием гуминовых веществ (Рисунок 3.6), что подтверждает значимый вклад терригенного органического вещества в динамику РОУ в этой части шельфа. РОУ, мкмоль л-1 500 400 r = 0,90 r = 0,93 300 200 МЛ западная часть ВСМ 100 восточная часть ВСМ r = 0,26 0 0 5 10 15 20 25 30 -1 ГВ, мкг СХ л 35 40 45 Рисунок 3.6 – Изменение концентраций растворенного органического углерода (РОУ) в зависимости от содержания гуминовых веществ (ГВ) в поверхностном слое шельфовых вод МВА 57 3.2.2. Западная часть Восточно-Сибирского моря Средняя концентрация РОУ в поверхностных водах западной части ВСМ (от пролива Дм. Лаптева до 160о в.д.) была ниже, чем в восточной части моря Лаптевых и составляла 170 мкмоль л-1 (Таблица 3.1). Воды реки Лены являются одним из основных источников пресных вод в ВСМ (Никифоров и Шпайхер, 1980; Dmitrenko et al., 2005). Поэтому наибольшие величины РОУ были обнаружены в проливе Дм. Лаптева, через который эти воды поступают на акваторию ВСМ. Нельзя также исключать влияние на обнаруженные величины РОУ эрозионного органического вещества – скорости деградации ледового комплекса побережья здесь также одни из высочайших в Арктике (Григорьев и др., 2006). Далее на восток происходило снижение величин РОУ и даже вблизи устья р. Индигирки не отмечалось значительного сигнала ее вод ни по солености, ни по концентрации РОУ (Рисунок 3.2). На графике зависимости РОУ от солености для поверхностного слоя (Рисунок 3.7а) мы видим некоторое ослабление корреляционной связи (коэффициент корреляции -0,77), точки лежат ниже консервативной линии смешения «ленских» и морских вод. а) б) 50 поверхность 500 ГВ, мкг СХ л-1 РОУ, мкмоль л-1 600 дно 400 300 200 100 r = - 0,77 0 речные воды (р.Лена) атлантические воды речные воды (р. Колыма) 40 30 20 10 r = - 0,82 0 0 5 10 15 20 25 30 35 Соленость, psu 0 5 10 15 20 25 30 35 Соленость, psu Пунктирная линия – линия консервативного смешения, r – коэффициент корреляции в поверхностном слое Рисунок 3.7 – Распределение концентраций растворенного органического углерода (РОУ) (а) и гуминовых веществ (ГВ) (б) в зависимости от солености в поверхностном и придонном слоях в западной части ВСМ в августе-сентябре 2008 г. Причинами обнаруженного распределения может служить разбавление водами Индигирки и Колымы, в которых содержание органического углерода значительно ниже, чем в ленских водах (Stedmon et al., 2011; Alling et al., 2010), увеличение содержания талых вод, а также появление еще одного компонента в смешении вод различного генезиса – модифицированных тихоокеанских вод, которые при 58 антициклоническом типе атмосферной циркуляции способны проникать далеко на запад в ВСМ. Соленость этих вод (32,3 – 33,1 psu) ниже значений, характеризующих воды атлантического генезиса, при близких величинах РОУ. В водах галоклина они могут быть идентифицированы даже у хребта Ломоносова севернее Новосибирских островов. Насколько значим вклад процессов деструкции растворенного органического вещества в снижение его концентраций при настолько непростой гидрологической ситуации оценить сложно, однако даже в западной части моря мы наблюдаем отклонение от линии смешения, характерной для восточной части моря Лаптевых. Для поверхностного слоя западной части ВСМ также наблюдается ослабление корреляционной зависимости содержания гуминовых веществ от солености (r = - 0,82) в сравнении с восточной частью моря Лаптевых (Рисунок 3.5б, 3.7б). Интересно, что отклонение концентраций ГВ от линии консервативного смешения оказалось более значимо в поверхностном слое, чем в придонном (Рисунок 3.7б). Мы полагаем, одной из основных причин подобного распределения является дополнительное поступление гуминоподобного РОУ из донных отложений. Известно, что содержание ОРОВ в поровой воде значительно выше, чем в морской (Wang et al., 2014). Кроме того, органическое вещество осадков в этом районе практически полностью терригенное (Рисунок 3.4). Для РОУ в целом разница между поверхностным и придонным слоями оказалась менее выраженной, что помимо вышеуказанных причин, можно связать с некоторой селективной агрегацией и осаждением ГВ (Gustafsson et al., 2004), и также поступлением в верхние слои негуминового РОУ в результате продукционных процессов. Как отмечалось выше, в западной части ВСМ мы наблюдали значительное нарушение корреляционных связей даже в интервале солености до ~ 24,5 psu, служащей «конвенционной» (условной) границей проникновения на арктический шельф распресненных вод (Антонов, 1957). Наблюдаемый разброс данных в области низких соленостей (< 25 psu) определялся влиянием вод Индигирки и Колымы, воды которых выносились на запад, северо-запад благодаря индуцированной ветровым воздействием циркуляции вод. Среднегодовое (как и среднесезонное) содержание РОУ в водах этих рек характеризуется более низкими величинами по сравнению с ленскими водами. Так, если среднегодовая концентрация РОУ в водах реки Лены составляет 841 мкмоль л-1, то в водах Индигирки и Колымы - 642 и 592 мкмоль л-1, соответственно (Cooper et al., 2008; 59 Alling et al., 2010), а в летний период (август-сентябрь) средняя концентрация РОУ в водах реки Колымы составляла 351 мкмоль л-1 (http://www.arcticgreatrivers.org, https://www.aoncadis.org ) при характерных для этого сезона «ленских» значениях 505 мкмоль л-1 (Рисунок 3.7а) (Alling et al., 2010). В западной части ВСМ было обнаружено незначительное ослабление корреляционной связи между концентрациями растворенного органического углерода и содержанием гуминовых веществ (от r = 0,93 до r = 0,90; Рисунок 3.6), что также могло быть связано с изменением вклада взаимодействующих водных масс и, соответственно, различных источников РОУ и ОРОВ. Выполненные сотрудниками лаборатории арктических исследований ТОИ ДВО РАН при непосредственном участии автора комплексные океанографические исследования и представленные в работе результаты позволили объединить юговосточную часть моря Лаптевых и западную часть ВСМ и выделить эту зону как гетеротрофную биогеохимическую провинцию, где процессы деструкции органического вещества преобладают над продукционными процессами (Пипко и др., 2005, 2008-2011, 2015; Пугач и Пипко, 2012; Пугач и др., 2015; Pipko et al., 2011; Semiletov et al., 2005, 2013). На рисунке 3.8 представлено распределение гидрохимических и гидрологических параметров на вдольбереговом разрезе в ВСМ – области наибольших градиентов океанографических характеристик взаимодействующих вод (Пипко и др., 2010). В зависимости от доминирующего типа атмосферной циркуляции положение фронтальной зоны может изменяться относительно среднемноголетнего (Semiletov et al., 2005; Pipko et al., 2011). Распресненные речным стоком, относительно теплые, мутные и обогащенные биоактивным органическим материалом, поступающим в воду в результате береговой (и донной) эрозии, воды западной гетеротрофной провинции являются многолетним сезонным источником СО2 в атмосферу (Пипко и др., 2005, 2008-2011, 2015; Pipko et al., 2011). В августе-сентябре 2008 г. парциальное давление СО2 в поверхностном слое юговосточной части моря Лаптевых и западной части ВСМ изменялось от 380 до 893 мкатм (Рисунок 3.9а). 60 8,4 1200 pCO2 рН рСО 2атм 800 8,0 400 7,6 0 7,2 140 2,5 150 160 170 180 140 40 150 160 170 180 160 170 180 S AT 2,0 30 1,5 20 1,0 10 24 , 5 psu 0 0,5 140 150 160 170 180 4,0 140 150 7 nAT T 3,5 5 3,0 3 2,5 1 -1 2,0 140 150 160 170 180 140 150 160 170 180 Долгота 30 ВМ 20 2008 2004 2003 10 0 140 150 160 170 180 Долгота Рисунок 3.8 – Распределение величины парциального давления CO2 (pCO2, мкатм), pH (ед. рН), общей щелочности (AТ, ммоль кг-1), солености (S, psu), нормализованной щелочности (nAT, ммоль кг-1), температуры (Т, °С), взвешенного материала (ВМ, мг л-1) на вдольбереговом разрезе от пролива Дм. Лаптева до пролива Лонга в сентябре 2003, 2004 и 2008 гг. В расчетах величины потока СО2 была использована кубическая параметризация Ваннинкова, связывающая скорость ветра и коэффициент газопереноса (Wanninkhof and McGillis, 1999) и среднесуточная скорость ветра на высоте 10 м, взятая из данных реанализа (http://www.cdc.noaa.gov). Поток был направлен в атмосферу, его среднее 61 значение составляло 6,92 ± 7,58 ммоль м-2 сут-1 (n=33) (Рисунок 3.9б). Максимальная интенсивность эвазии (29,4 ммоль м-2 сут-1) была зафиксирована в юго-восточной части моря Лаптевых вблизи дельты р. Лены. а) б) рСО2, мкатм FСО2, ммоль м-2 сут-1 Рисунок 3.9 – Пространственное распределение парциального давления СО2 (рСО2) и значений потока СО2 (FCO2) между поверхностными водами и атмосферой в прибрежной зоне ВСМ в сентябре 2008 г. 3.2.3. Восточная часть Восточно-Сибирского моря Восточная часть ВСМ (от 160о в.д. до 180о в.д.) находится под влиянием вод тихоокеанского генезиса и слабосоленых вод, поступающих из моря Лаптевых через проливы Новосибирских островов, дополнительно распресненных водами рек Индигирки и Колымы. Как отмечалось выше, в летний сезон 2008 г. распресненные стоком р. Лены шельфовые воды в результате доминирующих антициклонических атмосферных процессов (www.aari.nw.ru) поступали только в западную часть моря. А воды Чукотского моря распространялись до ~160о в.д. (Рисунок 3.2а), что было немного западнее среднего многолетнего положения фронтальной зоны, идентифицированной по результатам гидрологических и седиментологических исследований (Никифоров и Шпайхер, 1980; Semiletov et al., 2005). Поверхностные воды восточной части ВСМ характеризуются очень низкими концентрациями гуминовых веществ и РОУ, близкими к типично морским величинам (Opsahl et al., 1999) (Рисунок 3.10). Это дает основания полагать, что в этой области только небольшая доля растворенного органического вещества имеет терригенный источник, даже для проб с соленостью около 24,5 psu. 62 а) б) 200 10 160 ГВ, мкг СХ л-1 РОУ, мкмоль л-1 r = - 0,36 120 80 40 поверхность дно 0 21 23 r = - 0,56 8 6 4 2 0 25 27 29 31 33 35 21 23 Соленость, psu 25 27 29 31 33 35 Соленость, psu r – коэффициент корреляции в поверхностном слое Рисунок 3.10 – Распределение концентраций растворенного органического углерода (РОУ) (а) и гуминовых веществ (ГВ) (б) в зависимости от солености в поверхностном и придонном слоях в восточной части ВСМ в августе-сентябре 2008 г. Корреляция РОУ с соленостью в восточной части ВСМ практически отсутствовала (r = - 0,36), а для ГВ стала значительно слабее по сравнению с западной провинцией (r = - 0,56). Дополнительное поступление РОУ в результате продукционных процессов еще более ослабляло корреляцию РОУ с соленостью по сравнению с ее корреляционной связью с гуминовыми веществами (Рисунок 3.10а). Существенные различия в динамике РОУ и ГВ были обнаружены ранее в модифицированных высокопродуктивных водах тихоокеанского происхождения (Cooper et al., 2008). Отметим, что интенсивность первичной продукции, подпитываемой биогенными элементами, поступающими с тихоокеанскими водами, была настолько высока, что степень насыщения поверхностных вод углекислым газом опускалась существенно ниже равновесных с атмосферой величин (Пипко и др., 2008, 2010, 2015; Anderson et al., 2011; Pipko et al., 2011). Парциальное давление СО2 в поверхностном слое восточной части ВСМ изменялось от 197 до 316 мкатм (Рисунок 3.9а), среднее значение инвазии СО2 составляло -1,7 ± 1,4 ммоль м-2 сут-1 (n=32) (Pipko et al., 2011). Смена направления потока между западной и восточной провинциями отмечалась в области фронтальной зоны между распресненными шельфовыми водами ВСМ и водами тихоокеанского происхождения (165° в.д.) (Рисунок 3.9б). 63 3.2.4. Вертикальное распределение растворенного органического углерода на шельфе морей Восточной Арктики В экспедиции 2008 г. нами также было выполнено исследование вертикальной структуры распределения РОУ в водной толще для трех типичных районов шельфа МВА, которые были ранее выделены по распределению солености (положение разрезов показано на Рисунок 3.2). В юго-восточной части моря Лаптевых, находящейся под влиянием «ленских» вод, с минимальными для всего района исследований величинами солености в поверхностных водах резкий галоклин залегал на глубине, не превышающей 8 м (Рисунок 3.2а, 3.11а). Концентрации РОУ в этой зоне значительно изменялись от поверхности ко дну, максимальные величины были обнаружены в областях минимальных значений солености. На северной оконечности «ленского» разреза разница величин РОУ между поверхностным (434 мкмоль л-1) и придонным слоями (76 мкмоль л-1) была ярко выражена и достигала значения 358 мкмоль л-1 (Рисунок 3.11б). В западной части ВСМ (140о – 160о в.д.) на «индигирском» разрезе поверхностный слой также находился под влиянием, главным образом, вод р. Лены и имел соленость 12-25 psu (Рисунок 3.2а), галоклин был заглублен до 15 м (Рисунок 3.11в). Разница концентраций РОУ между поверхностью (346 мкмоль л-1) и дном (164 мкмоль л-1) в прибрежной зоне составляла 182 мкмоль л-1 (Рисунок 3.11г). На «колымском разрезе» в восточной части ВСМ (160о – 180о в.д.), которая находится под влиянием вод тихоокеанского происхождения, соленость была значительно выше (более 28 psu в поверхностном слое), чем в западной части ВСМ (Рисунок 3.2а, 3.11д). При этом разница между значениями РОУ поверхностного и придонного слоев в этой области минимального влияния речного стока была несущественна (Рисунок 3.11е). Для детального сравнения рассмотрим профили распределения РОУ и ГВ на типичных станциях: на станции 15, находящейся под мощным влиянием стока р. Лена (губа Буор-Хая), ст. 26, расположенной в западной части ВСМ (умеренная зона смешения речных и морских вод) и ст. 41, находящейся в зоне минимального влияния речного стока (Рисунок 3.12). 64 Положение разрезов показано на Рисунок 3.2 Рисунок 3.11 – Распределение солености и концентраций РОУ на «ленском» (а, б), «индигирском» (в, г) и «колымском» (д, е) разрезах в августе-сентябре 2008 г. (Alling et al., 2010) Рисунок 3.12 – Положение океанографических станций, на которых рассмотрена вертикальная структура распределения РОУ и ГВ 65 Полученные профили распределения этих параметров имели характерные особенности для каждой части шельфа (Рисунок 3.13). а) б) РОУ, мкмоль л-1 Глубина, м 50 150 250 350 450 в) ГВ, мкг СХ л-1 550 0 10 20 30 Соленость, psu 40 50 0 0 0 0 2 2 2 4 4 4 6 6 6 8 8 8 10 10 10 12 12 12 14 14 16 16 18 18 ст. 15 ст. 26 10 20 30 14 16 18 Рисунок 3.13 – Профили распределения концентраций растворенного органического углерода (РОУ) (а) и гуминовых веществ (ГВ) (б), а также солености (в) в юговосточной части моря Лаптевых (ст. 15) и западной части ВСМ (ст. 26) Схожая структура вертикального распределения величин РОУ и ГВ была обнаружена в западной биогеохимической провинции ВСМ, выделенной нами ранее на основе комплексного анализа гидрологических и гидрохимических параметров (Semiletov et al., 2005; Пипко и др., 2005, 2008, 2010; Pipko et al., 2011). В водах восточной части моря Лаптевых и западной части ВСМ концентрации РОУ и ГВ были максимальны в поверхностном слое (Рисунок 3.13а,б), характеризующемся низкими величинами солености (Рисунок 3.13в) и находящемся под интенсивным влиянием материкового стока. В зоне пикноклина происходило резкое снижение концентраций РОУ и ГВ, минимальные для профилей значения были обнаружены в придонном слое. Несмотря на сходные тенденции в распределении этих параметров в водах западной части ВСМ, где влияние речного стока заметно слабее, были измерены значительно более низкие величины РОУ и ГВ (Рисунок 3.13а,б). Распределение РОУ в восточной части ВСМ не демонстрирует определенной тенденции – некоторое увеличение наблюдалось в промежуточном слое пикноклина с последующим небольшим снижением ко дну (Рисунок 3.14а). Иное поведение, отличающееся и от профиля РОУ на востоке моря и от динамики РОУ и ГВ в западной провинции на шельфе МВА, демонстрирует распределение ГВ. Их концентрации при минимальных величинах на поверхности существенно возрастают ко дну (Рисунок 3.14б), что объясняется обменными процессами на границе «вода - донные отложения»: 66 известно, что концентрации ГВ в поровой воде значительно превышают морские (Тищенко и др., 2006; Wang et al., 2014). В восточной провинции ВСМ на распределение РОУ основное влияние оказывают протекающие в водной толще процессы, связанные с жизнедеятельностью биоты. а) б) РОУ, мкмоль л-1 Глубина, м 50 60 70 80 90 в) ГВ, мкг СХ л-1 0 100 1 2 Соленость, psu 3 25 4 0 0 0 5 5 5 10 10 10 15 15 15 20 20 20 25 25 25 30 30 30 35 35 35 40 40 45 45 ст. 41 27 29 31 33 35 40 45 Рисунок 3.14 – Профили распределения концентраций растворенного органического углерода (РОУ) (а) и гуминовых веществ (ГВ) (б), а также солености (в) в восточной части ВСМ (ст. 41) 3.3. Выводы Выполненные в экспедиции 2008 г. детальные и беспрецедентные по охвату акватории исследования растворенного органического углерода позволили оценить запас РОУ на всем Восточно-Сибирском шельфе (внешняя граница ограничена глубиной 200 м). Обнаруженная средняя концентрация РОУ в водах на шельфе МВА составила 119 мкмоль л-1 (n = 216), что соответствует общему содержанию углерода в водной толще на шельфе МВА ~ 94 · 1012 г С. Подобные оценки для шельфа МВА выполнены впервые. Показано, что пространственное и вертикальное распределение РОУ и ГВ на шельфе МВА определяется существованием идентифицированных нами ранее на основе статистического анализа массива гидрохимических, гидрологических и гидрооптических данных двух биогеохимических провинций (Пипко и др., 2005, 2008, 2010; Пугач и Пипко, 2012; Pipko et al., 2011; Semiletov et al., 2005, 2007). Максимальные величины этих параметров (РОУ и ГВ) и ярко выраженный градиент между поверхностным и придонным слоями ассоциируются с гетеротрофной западной частью шельфа, воды которой находятся под значительным влиянием материкового стока (притока речных вод и продуктов эрозии морского побережья) и являются источником 67 углекислого газа в атмосферу. В восточной провинции концентрации РОУ и ГВ минимальны, и основным фактором, определяющим пространственное и вертикальное распределение этих параметров, становятся биологические процессы, происходящие in situ. Устойчивые корреляционные связи между РОУ и ГВ, а также между каждым из них с соленостью обнаружены только в западной гетеротрофной провинции, где определяющее влияние имеет материковый сток. Показано, что распределение РОУ отражает интенсивность распространения речных вод на мелководном шельфе МВА. 68 ГЛАВА 4. ИЗМЕНЧИВОСТЬ СПЕКТРАЛЬНЫХ ХАРАКТЕРИСТИК ОКРАШЕННОЙ ФРАКЦИИ РАСТВОРЕННОГО ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА НА ШЕЛЬФЕ МОРЕЙ ВОСТОЧНОЙ АРКТИКИ Рассмотрим более подробно оптические характеристики растворенного органического вещества, учитывая столь значительную роль его окрашенной фракции во множестве природных процессов. Комплексное изучение оптических характеристик шельфовых вод МВА, типизация районов шельфа по их спектральным параметрам с оценкой средних для зон величин и определение процессов и механизмов, их формирующих, выполнены на основе совместного анализа литературных данных и полученных экспедиционных материалов. На основе уникального массива данных для Восточно-Сибирского шельфа также было проведено сравнение спектрофотометрического и флуориметрического методов определения ОРОВ. 4.1. Пространственная изменчивость спектральных характеристик окрашенной фракции растворенного органического вещества Исследования пространственной изменчивости спектральных характеристик ОРОВ (aλ, S, SR и a*λ) в шельфовых водах морей Восточной Арктики проводилось на основе материалов, полученных в летний сезон (август-сентябрь) 2004, 2005 и 2011 гг. на акватории Восточно-Сибирского моря и восточной части моря Лаптевых (Рисунок 4.1). Для детального анализа пространственной изменчивости коэффициента поглощения на длине волны 254 нм (a254) в поверхностных водах исследуемого района была выбрана съемка 2011 г. как наиболее обеспеченная оптическими и гидрохимическими данными для всего исследуемого шельфа МВА и отражающая характерную для исследуемого сезона и района работ ситуацию. 69 Рисунок 4.1 – Район исследований на шельфе МВА В этом году распределение a254 в поверхностных водах на шельфе МВА демонстрировало значительную пространственную изменчивость: от 30 м-1 на акватории моря Лаптевых (устье реки Лена) до 1,5 м-1 на востоке ВСМ. (Рисунок 4.2). Рисунок 4.2 – Распределение коэффициента поглощения (a254, м-1) в поверхностных водах на шельфе МВА в 2011 г. На рисунке 4.3 представлена зависимость коэффициента поглощения от солености. Установленная линейная корреляция между этими параметрами (r = -0,85) указывает на то, что основным источником ОРОВ на шельфе исследуемых морей является материковый сток. 70 35 a254, м-1 30 25 20 15 10 0 5 10 15 20 Соленость Соленость, psu 25 30 Рисунок 4.3 – Зависимость коэффициента поглощения (a254, м-1) от солености в поверхностных водах на шельфе МВА в 2011 г. Это подтверждает и рисунок 4.4, на котором представлено пространственное распределение коэффициента поглощения на широтном и долготном разрезах. Максимальные значения обнаружены в поверхностных водах, а вблизи дельты и во всем водном столбе юго-восточной части моря Лаптевых и находились в диапазоне 20-30 м-1 (Рисунок 4.4). По мере удаления от зоны наибольшего влияния речного стока прослеживается основная тенденция снижения a254 в восточном и северном направлениях (Рисунок 4.4). а) б) Рисунок 4.4 – Распределение коэффициента поглощения (a254, м-1) на широтном (а) и долготном разрезах (б) в 2011 г. 71 В то же время приведенные распределения a254 подтверждают тот факт, что значительные концентрации ОРОВ, типичные для прибрежных районов, не обязательно сосредоточены в непосредственной близости от береговой линии, а могут иметь место и на значительном удалении от нее вследствие адвекции течениями (Blough and R. Del Vecchio, 2002; Власенков и Макштас, 2008). На рисунке 4.5 представлено распределение коэффициента поглощения на среднем шельфе, удаленном от прямого влияния речного сигнала. Но и здесь четко виден сигнал вод р. Лена, который прослеживается до градиентной зоны в области ~ 155 °в.д., где он резко снижается от 11 до 3 м-1. Рисунок 4.5 – Распределение коэффициента поглощения (a254, м-1) на среднем шельфе морей Лаптевых и Восточно-Сибирском в 2011 г. Спектры поглощения проб морской воды различных районов на шельфе МВА снимались в диапазоне длин волн 200 – 400 нм с разрешением 1 нм. Для детального анализа спектров нами был выбран интервал длин волн 275-295 нм, демонстрирующий наиболее широкую изменчивость оптических параметров в условиях смешения вод, имеющих контрастные оптические характеристики, в котором оптическая плотность может достоверно определяться даже в морской среде (Carder et al., 1989; Helms et al., 2008). В этом интервале методом наименьших квадратов нами был рассчитан угол наклона спектральной кривой (S275-295) для изучаемого региона. Значения данного параметра характеризуются большой изменчивостью: от 0,015 нм-1 для прибрежных вод с высокой концентрацией ОРОВ до 0,033 нм-1, характерных для районов, удаленных от прямого влияния речного стока. На Рисунке 4.6 приведены спектральные зависимости для трех станций, выполненных в различных зонах шельфа: станции 66, находящейся под мощным влиянием стока р. Лена (море Лаптевых) (соленость здесь снижена относительно морских величин до значений 13 psu), ст. 89, расположенной в ВСМ (умеренная зона смешения речных и морских вод, соленость – 22,12 psu) и ст. 7, находящейся севернее острова Врангеля, где влияние речного стока минимально 72 (соленость возрастает до 28,71 psu). На рисунке 4.6б также приведены рассчитанные для этих станций величины S275-290. Минимальные значения S275-290 (0,017 нм-1), обнаруженные в придельтовой зоне моря Лаптевых, являются характерными для вод с доминирующим влиянием аллохтонного РОВ (Пугач и др., 2015). Так, в реке Юкон в период пика паводка, когда концентрации растворенного ОВ (и, соответственно, его окрашенной фракции) максимальны, S275-290 достигают значения 0,012 нм-1 (Spencer et al., 2009). В западной части ВСМ, где влияние речного стока уже ослаблено, S275-290 возрастает до величины 0,020 нм-1. В восточной части ВСМ, где велика роль продукционных процессов и основная часть РОВ производится in situ, S275-290 увеличивается до 0,034 нм-1, что близко к значениям, полученным ранее в автохтонных водах (Helms et al., 2008). а) б) Коэффициент поглощения, м-1 40 ст. 66 ст. 89 S275-295= 0,017 30 ст. 7 20 S275-295= 0,020 10 S275-295= 0,034 0 230 280 330 380 Длина волны Рисунок 4.6 – Положение океанографических станций (а) и спектральное распределение коэффициента поглощения ОРОВ для трех различных районов на шельфе МВА (б) (Пугач и др., 2015) 73 Как отмечалось выше, для типичных районов шельфа были рассчитаны и величины SR. Самые низкие величины также получены в юго-восточной части моря Лаптевых в придельтовой зоне (0,92), что близко к значениям, обнаруженным в арктических реках (Юкон и Енисей – 0,79, (Spencer et al., 2009)). Разницу в величинах можно объяснить тем, что наши исследования проводились в сентябре, а в работе Спенсера с соавторами (Spencer et al., 2009) приведены расчеты, полученные во время паводка, когда в составе РОВ преобладают продукты распада высших наземных растений с высоким молекулярным весом. Максимальные величины SR (4,76) обнаружены в зоне влияния высокопродуктивных тихоокеанских вод севернее острова Врангеля, в которых оптические свойства вод определяются автохтонным ОРОВ, образующимся при переработке содержимого клеток фитопланктона и характеризующимся низкими значениями ароматичности и молекулярного веса. Таким образом, на основе наших исследований можно сделать вывод о том, что SR является чувствительным параметром, с помощью которого можно идентифицировать происхождение ОРОВ (терригенный или морской источник). На основе полученных данных также был проведен анализ коэффициента удельного поглощения a*, который представляет собой значение коэффициента поглощения, нормализованное к концентрации растворенного органического углерода. С увеличением солености наблюдается уменьшение a* (r = -0,78) (Рисунок 4.7). 3 а*, л мг C-1 м-1 r = - 0,78 2 1 0 15 20 25 Соленость, psu 30 35 Рисунок 4.7 – Зависимость коэффициента удельного поглощения (a*) от солености в сентябре 2011 г. Концентрацию гуминовых веществ в воде (ГВ, мгС/л) в экспедиции 2011 г. определяли по величине оптической плотности при длине волны 254 нм, методом, 74 подробно описанным в работе Марьяш и др. (2015). На Рисунке 4.8а представлено пространственное распределение полученных значений для шельфа МВА, из которого видно, что по мере удаления от устьев рек содержание ГВ уменьшается: на станциях, находящихся под влиянием вод Чукотского моря концентрация ГВ в 5 раз меньше, чем в юго-восточной части моря Лаптевых, где преобладают воды, распресненные стоком р. Лена (Пугач и др., 2015). Этот результат хорошо согласуется с выводами, полученными в Главе 3, где обсуждается распределение концентраций ГВ, полученных флуориметрическим методом. 3 а) ГВ, мгС л-1 2,5 2 1,5 1 0,5 0 120 130 140 150 Долгота 160 Содержание ароматических соединений, % 25 170 180 б) 20 15 10 5 0 120 130 140 150 Долгота 160 170 180 Рисунок 4.8 – Распределение содержания гуминовых веществ (ГВ) (а) и степени ароматичности соединений (б) в пробах, отобранных на шельфе МВА в сентябре 2011 г. (Пугач и др., 2015) В работе Weishaar et al. (2003) было проведено исследование процентного содержания ароматичных соединений для проб, взятых из различных природных источников (от морских вод до заболоченных озер), с помощью ядерной магнитнорезонансной спектроскопии. Была обнаружена сильная корреляция (r = 0,98) между коэффициентом удельного поглощения и содержанием ароматических углеводородов. 75 Поскольку в выполненном авторами исследовании использовались гуминовые вещества, обладающие различными репрезентативными для химическими широкого свойствами, диапазона то природных результаты являются объектов. Используя приведенное в работе Weishaar et al. (2003) уравнение, мы рассчитали процентное содержание ароматических соединений и для наших проб (Рисунок 4.8б). Распределение этой величины полностью совпадает с распределением содержания гуминовых веществ (r = 0,97). Из представленных рисунков видна тенденция уменьшения ароматичности ОРОВ по мере удаления от зоны влияния речного стока. Для подтверждения связи распределения ОРОВ на шельфе МВА со стоком рек в Таблице 4.1 представлены основные спектральные характеристики ОРОВ для различных районов шельфа, полученные в экспедициях 2004, 2005 и 2011 гг., и солености. По аналогии с нашими предыдущими исследованиями были рассчитаны также спектральные характеристики ОРОВ для двух биогеохимических провинций: западной гетеротрофной и восточной автотрофной. Представленные в Таблице 4.2 значения подтверждают различный генезис вод, формирующих эти зоны. Таблица 4.1 – Спектральные характеристики ОРОВ, процент ароматических соединений и величины солености для различных географических районов шельфа МВА (по материалам экспедиционных исследований 2004, 2005 и 2011 гг.) Параметр, район AVG восточная часть МЛ западная часть ВСМ восточная часть ВСМ S275-290 ·103 Коэффициент поглощения a254 Md STD Min Max N AVG 29,39 29,92 10,12 9,21 16,94 15,20 10,33 1,69 1,47 0,46 Md Коэффициент удельного Содержание аромат. Соленость, psu поглощения (a254/РОУ) соединений (%) Max N AVG Md STD Min Max N AVG Md STD Min Max N AVG Md STD Min Max N STD Min 46,06 33 16,41 16,18 2,29 10,41 20,08 32 3,99 2,88 1,87 2,24 6,52 9 32,56 23,57 15,11 18,58 53,14 9 13,47 13,31 4,33 3,33 20,18 33 2,95 65,41 42 17,55 19,02 4,72 3,72 23,32 42 3,44 1,43 2,87 0,53 6,87 11 28,65 12,25 23,13 5,16 56,14 11 18,48 17,89 4,33 10,67 30,31 42 1,15 2,25 4,95 23,32 33,53 6 0,64 0,44 0,49 0,31 1,37 6 10,83 8,08 7,25 15 26,12 23,82 5,36 19,05 6 28,71 29,06 3,82 24,68 32,07 15 Примечание. AVG – средняя величина, Md – медиана, STD – стандартное отклонение, N – количество измерений. Таблица 4.2 – Спектральные характеристики ОРОВ, процент ароматических соединений и величины солености для двух биогеохимических провинций шельфа МВА (по материалам экспедиционных исследований 2004, 2005 и 2011 гг.) Параметр, район STD Min Коэффициент удельного Содержание аромат. Соленость, psu поглощения (a254/РОУ) соединений (%) Max N AVG Md STD Min Max N AVG Md STD Min Max N AVG Md STD Min Max N 65,41 75 17,06 17,65 3,88 3,72 23,32 74 3,69 2,78 2,43 0,53 6,87 20 30,41 22,82 19,54 5,16 56,14 20 16,27 17,01 4,98 3,33 30,31 75 2,25 4,95 23,32 33,53 15 0,64 0,44 0,49 0,31 1,37 6 10,83 8,08 7,25 S275-290 ·103 Коэффициент поглощения a254 AVG STD Min Max N AVG Западная 22,42 19,71 11,92 провинция 2,95 Восточная провинция 1,15 1,69 Md 1,47 0,46 Md 15 26,12 23,82 Примечание. AVG – средняя величина, Md – медиана, STD – стандартное отклонение, N – количество измерений. 5,36 19,05 6 28,71 29,06 3,82 24,68 32,07 15 Наряду с исследованием спектров поглощения отфильтрованных проб морской воды в экспедиции 2011 г. проводились и прямые измерения интенсивности флуоресценции РОВ (ОРОВin situ) в нефильтрованных образцах с помощью оптического датчика WETStar. На 29 станциях в поверхностном слое вод прибрежно-шельфовой зоны морей Лаптевых и Восточно-Сибирского синхронное определение a254 в фильтрованных образцах (среднее значение 14,80 м-1, диапазон изменчивости 2,09-29,92 м-1) и интенсивности флуоресценции РОВ в нефильтрованных (среднее значение 14,00 мкг СХ л-1, диапазон изменчивости 0,38 - 30,30 мкг СХ л-1) выявило устойчивую положительную корреляционную связь (r = 0,99) между этими параметрами (Рисунок 4.9). Полученный результат свидетельствует о том, что наличие в образцах воды взвешенного материала не оказывает существенного влияния на интенсивность флуоресценции РОВ и дает возможность получить большой массив высокоточных данных, основанных на прямых флуориметрических измерениях, позволяя избегать различных артефактов, возникающих при фильтрации и хранении образцов. 35 30 a254, м-1 25 20 15 y = 0,92x + 1,88 r = 0,99 10 5 0 0 5 10 15 20 25 -1 ОРОВin situ, мкг СХ л 30 35 Рисунок 4.9 – Корреляция между коэффициентом поглощения РОВ (a254) и интенсивностью флуоресценции, измеренной с помощью WETStar датчика (ОРОВin situ), в поверхностных водах на шельфе МВА в сентябре 2011 г. На основе экспериментальных данных впервые показана возможность использования оптических характеристик не только для количественных оценок (Пугач и Пипко, 2012), но и для определения состава РОВ в водах на шельфе МВА. Анализ спектральных характеристик ОРОВ подтвердил, что основная часть прибрежношельфовой зоны восточной части моря Лаптевых и Восточно-Сибирского моря 78 находится под влиянием терригенного растворенного органического вещества, представленного гуминовыми соединениями с высокой степенью ароматичности. 4.2. Межгодовая изменчивость распределения окрашенного растворенного органического вещества Сравнительный анализ данных экспедиций 2003-2005, 2008 и 2011 гг. показал, что в один и тот же сезон исследований (сентябрь) характерная особенность распределения ОРОВ в прибрежных поверхностных водах на шельфе МВА сохраняется: максимальное содержание вблизи устьев рек и минимальное в районах, удаленных от прямого влияния речного стока. Однако концентрации ОРОВ и степень распространения вод с высокими значениями ОРОВ на шельфе МВА в разные годы существенно отличались (Рисунок 4.10). Изолиния 15 мкг СХ л-1 отмечена как реперная, позволяющая сравнить границу распространения речных вод в разные годы. При проведении совместного анализа величин ОРОВin situ и солености в поверхностном слое воды прибрежно-шельфовой зоны была установлена устойчивая отрицательная корреляция между этими двумя параметрами (Рисунок 4.10), что подтверждает тот факт, что основным поставщиком ОРОВ являются реки. Логично предположить, что пространственная изменчивость величины ОРОВ в прибрежной зоне на шельфе МВА прежде всего зависит от объема суммарного годового стока рек, для которых этот регион является приемным бассейном. Непосредственное сравнение расходов основных рек (Лена и Колыма), впадающих в моря Лаптевых и Восточно-Сибирское, выполненное на основе оперативных данных Тиксинского управления гидрометеослужбы и сайта http://rims.unh.edu, показало, что самое высокое значение суммарного расхода рек Лена и Колыма в июне-сентябре для исследуемых в этой работе лет наблюдалось в 2008 г. (56227 м3сек-1), а минимальное – в 2003 г. (40864 м3сек-1). Наибольшее распространение вод с высоким содержанием ОРОВ на шельфе МВА выявлено в 2004 г. (Рисунок 4.10б), а минимальное в 2011 г., что указывает на то, что связь между объемом речного стока и степенью распространения вод с повышенным содержанием ОРОВ на шельфе МВА является более сложной и зависит от комплекса факторов, определяющих характер распространения речных вод на шельфе. 79 ОРОВ мкг СХ л-1 Соленость psu а) б) в) г) д) В правом верхнем углу указан коэффициент корреляции между величиной ОРОВ и значением солености Рисунок 4.10 – Распределение величин ОРОВ (слева) и солености (справа) в поверхностном слое на шельфе МВА в сентябре 2003 (а), 2004 (б), 2005 (в), 2008 (г) и 2011 (д) гг. 80 В качестве других факторов, определяющих межгодовую изменчивость распределения величин ОРОВ на шельфе МВА, были рассмотрены доминирующие атмосферные процессы (Рисунок 4.11) и различия в ледовых условиях (Рисунок 4.12). Анализ полей приземного давления (http://www.cdc.noaa.gov) показал, что над акваторией морей Лаптевых и Восточно-Сибирского в летне-осенний сезон 2003 г. располагалось поле пониженного атмосферного давления (Рисунок 4.11а). Развитие глубокой депрессии определяло прижимные ветры на западной периферии циклона и перенос распресненных реками шельфовых вод на восток (Савельева и др., 2008). Несмотря на то, что в 2003 г. речной сток был самым минимальным, воды с высокими значениями ОРОВ распространились почти до 165°в.д. (Рисунок 4.10а). Площадь льда в СЛО в сентябре была максимальной за период 2003-2011 гг. (6,1 · 106 км2, http://nsidc.org/data/seaice_index/), но пролив Дм. Лаптева освободился ото льда в начале августа и между морями Лаптевых и Восточно-Сибирским происходил интенсивный водообмен при преобладающем западном ветре (Рисунок 4.12а). Летом 2004 г. циклональное поле приземного давления над ВСМ было значительно слабее и усилилось влияние антициклона, расположенного над морем Бофорта (Рисунок 4.11б). Высокие расходы рек, ледовая обстановка (Рисунок 4.12б) и сгонные ветры, характеризующиеся высокими скоростями, обусловили максимальное для нашего периода наблюдений растекание речных вод на открытой акватории ВСМ (Рисунок 4.10б). В 2005 г. преобладание циклональной атмосферной циркуляции определяло сильные ветры над акваторией восточной части моря Лаптевых (со среднесуточной скоростью до ~ 11,2 м сек-1) во время работ (Рисунок 4.11в). Предшествующие экспедиционным работам сильные ветры северных и западных направлений препятствовали растеканию речных вод (Рисунок 4.10в), а также интенсифицировали процессы термоабразии (Günther et al., 2013) и, как следствие, поступление эрозионного углерода в воду. Именно в этом году в губе Буор-Хая в поверхностном слое были зафиксированы максимальные абсолютные значения ОРОВ (более 100 мкг СХ л-1, при среднем значении за период наблюдении 25 мкг СХ л-1). 81 а) в) д) б) г) е) Рисунок 4.11 – Распределение атмосферного давления на уровне моря (гПа) по данным реанализа в июле - сентябре 2003 (а), 2004 (б), 2005 (в), 2008 (г) и 2011 (д) гг., в сентябре 2011 г. (е) В летне-осенний сезон 2008 г. в этом районе доминировал антициклональный тип атмосферной циркуляции (Рисунок 4.11г). Что привело к росту господствующих здесь юго-восточных ветров. Несмотря на большой объем речного стока (для р. Лены – наибольший за время исследований), распресненные воды в сентябре 2008 г. были смещены на запад ВСМ. Отметим, что летом сохранилась принципиальная тенденция развития атмосферных процессов и распределения водных масс, наблюдавшаяся в течение зимы. Никифоров и Шпайхер (1980) оценивали такую ситуацию как проявление «гидрологической инерции» – особого механизма в гидрологическом режиме, 82 способствующего развитию процессов в одном направлении и препятствующего до определенного предела развитию этих же процессов в другом. Работы выполнялись через год после аномальной потери льда летом 2007 г., когда произошел устойчивый переход относительной доли однолетнего льда через 50% отметку, означающий преобладание в СЛО сезонного ледяного покрова (Иванов и др., 2013). В сентябре 2008 г. площадь льда резко сократилась по сравнению с предыдущими периодами исследований, весь шельф был свободен ото льда, а граница последнего в некоторых областях находилась севернее 80о с.ш. (Рисунок 4.12г). В летние месяцы (июнь-август) 2011 г. над арктическим бассейном располагалась зона повышенного, а над материковой частью пониженного атмосферного давления (Рисунок 4.11д). По данным реанализа (http://www.cdc.noaa.gov) осредненное значение меридиональной скорости ветра составляла 1,5 м с-1, а зональной – 3,5 м с-1, что определяло слабые сгонные восточные и юго-восточные ветры со средней скоростью 4 м с-1. Площадь льда в СЛО в сентябре 2011 г. была меньше, чем в 2008 г. (4,7 и 4,6 млн. км2, соответственно), но положение его границы (особенно в ВСМ) было существенно ближе к среднему многолетнему. По данным ААНИИ (http://www.aari.nw.ru) кромка льда в середине сентября была смещена до 82° с.ш., и практически вся акватория моря Лаптевых была свободна ото льда (Рисунок 4.12д). В Восточно-Сибирском море ледовая обстановка, напротив, была сложная. Подавляющая часть моря была занята ледяными массивами: Новосибирским и отрогом Айонского океанического. Южная периферия кромки льда в течение лета не сместилась севернее 73°с.ш., а талые воды под действием восточных и юго-восточных ветров выносились в море Лаптевых. В сентябре ситуация резко изменилась – над арктическим бассейном стал господствовать циклональный тип атмосферной циркуляции (Рисунок 4.11е). Ветер сменил направление на северное и северо-западное и усилился. Нашим исследованиям в море Лаптевых предшествовали два штормовых события, во время которых скорость ветра достигала 15 м с-1. Сильный ветер и безледность создавали благоприятные условия для глубокого ветрового перемешивания. Низкое значение речного стока для этого года и прижимные ветры способствовали слабой растекаемости речных вод и для сентября 2011 г. характерны самые низкие абсолютные значения ОРОВ (Рисунок 4.10д). 83 а) б) в) г) д) Рисунок 4.12 – Ледовая обстановка на акватории шельфа МВА в сентябре 2003 (а), 2004 (б), 2005 (в), 2008 (г) и 2011 (д) гг. Таким образом, в результате анализа экспедиционных данных было установлено, что несмотря на значительную межгодовую изменчивость объема речного стока и ледового режима, доминирующим фактором, определяющим пространственное распределение величин ОРОВ на шельфе МВА, являлся тип атмосферной циркуляции. 84 4.3. Выводы Проведена типизация районов шельфа морей Восточной Арктики (от дельты р. Лены в море Лаптевых до пролива Лонга в Восточно-Сибирском море) по спектральным параметрам ОРОВ (aλ, S и a*λ) с оценкой средних для зон величин. На основе анализа спектральных характеристик ОРОВ подтверждено, что основная часть прибрежно-шельфовой зоны восточной части моря Лаптевых и Восточно-Сибирского моря находится под влиянием терригенного растворенного органического вещества, поступающего с материковым стоком. Характерной особенностью в пространственном распределении концентраций ОРОВ является снижение их величин по мере удаления от зон прямого влияния речного стока. Несмотря на значительную межгодовую изменчивость объема речного стока и ледового режима доминирующим фактором, определяющим динамику пространственного распределения величин ОРОВ на шельфе МВА, являлся тип атмосферной циркуляции. На основе экспериментальных данных впервые показана возможность использования оптических характеристик не только для количественных оценок, но и для определения состава РОВ в водах шельфа МВА. Подтверждено, что основная часть наземного ОРОВ представлена гуминовыми соединениями с высокой степенью ароматичности. Показано, что спектральные характеристики окрашенной фракции РОВ являются репрезентативными происхождения. параметрами, позволяющими разделить воды различного 85 ГЛАВА 5. ВЗАИМОСВЯЗЬ ОКРАШЕННОГО РАСТВОРЕННОГО ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА С ПАРАМЕТРАМИ ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ НА ШЕЛЬФЕ МОРЕЙ ВОСТОЧНОЙ АРКТИКИ 5.1. Использование оптических характеристик растворенного органического вещества для экспресс-метода оценки концентраций растворенного органического углерода Метод расчета концентраций РОУ по измеренным оптическим плотностям был предложен еще в начале 70-х годов в качестве быстрой и недорогой альтернативы прямым аналитическим методам определения РОУ (Banoub, 1973; Lewis and Tyburczy, 1974). Необходимой предпосылкой для успешного восстановления полей РОУ является условие, что непоглощающая часть РОВ находится на постоянном или низком уровне (Ferrari and Dowell, 1998). Современные представления о соотношении РОВ и его окрашенной фракции таковы, что более значимой частью считается неокрашенная составляющая, так как в поверхностных водах океана все ОРОВ разрушается благодаря комплексному эффекту фотодеградации и микробиального разложения. Так, в открытом океане или шельфовых зонах, удаленных от терригенного влияния, взаимосвязи между распределением РОУ и ОРОВ не обнаружено (Карабашев, 1987; Nelson and Siegel, 2002). Как правило, в открытой части океана процессы, контролирующие распределение РОУ и ОРОВ, не связаны и соотношения между этими двумя пулами органического вещества демонстрируют чаще отрицательную, а не положительную корреляцию (Coble, 2007). Иная картина наблюдается в шельфовых зонах океана, где сильно влияние материкового стока и процесс смешения речных и морских вод контролирует распределение и РОУ, и ОРОВ. В наших экспедиционных исследованиях 2004 и 2008 гг. в поверхностном слое вод прибрежно-шельфовой зоны морей Лаптевых и Восточно-Сибирского были проведены синхронные измерения концентрации РОУ и ОРОВ для выявления корреляционной связи между этими параметрами (Рисунок 5.1). 86 Рисунок 5.1 – Карта расположения станций, на которых проводилось синхронное измерение концентраций РОУ и ОРОВin situ в сентябре 2004 и 2008 гг. Концентрация ОРОВ измерялась с помощью оптического датчика, установленного на гидрологический зонд SeaBird 19plus CTD, в условиях in situ. На рисунке 5.2 представлена полученная линейная зависимость РОУ/ОРОВin situ для 2004 и 2008 гг., которая характеризуется очень высоким коэффициентом корреляции (r = 0,99) в обоих случаях и позволяет рассчитать концентрации РОУ из измерений ОРОВ in situ по формулам, представленным на рисунке 5.2. Выявленные закономерности дают возможность получить большой массив высокоточных данных по распределению РОУ, основанных на прямых флуориметрических измерениях, позволяя избегать различных артефактов, возникающих при фильтрации и хранении образцов, и дополнить ими немногочисленные материалы по РОУ, определение которого в лабораторных условиях является весьма трудоемким процессом. На рисунке 5.3 представлено пространственное распределение РОУ, полученное в отдельных точках поверхностного слоя вод ВСМ в лабораторных условиях (а) в сентябре 2004 г., и рассчитанное по измеренным значениям ОРОВin situ для всей исследуемой в данной экспедиции акватории (б). Из вышеизложенного следует, что экспресс-метод определения концентраций РОУ на шельфе МВА с использованием оптического сенсора WETStar является эффективным инструментом получения информации о распределении РОУ. Данный метод дает достоверный результат в зоне значительного влияния речных вод, условной границей распространения которых является изохалина 24,5 psu (Антонов, 1957; Никифоров и Шпайхер, 1980). 87 W – величина годового стока реки Лена Рисунок 5.2 – Корреляция между концентрациями РОУ и ОРОВ в поверхностном слое вод прибрежно-шельфовой зоны морей Лаптевых и Восточно-Сибирского в сентябре 2004 (а) и 2008 (б) гг. Следует отметить, что свободный член в уравнении, описывающем связь РОУ и ОРОВ и характеризующий неокрашенную фракцию РОВ, изменяется в зависимости от объема речного стока. С увеличением последнего он также растет. Для подтверждения достоверности данных о концентрации ОРОВ в водах шельфа МВА, полученных экспресс-методом в нефильтрованных образцах с помощью оптического датчика WETStar, в экспедиции 2004 г. были проведены исследования спектров поглощения спектрофотометра. фильтрованных проб морской воды с использованием 88 Рисунок 5.3 – Пространственное распределение РОУ (мкмоль л-1) в поверхностном слое вод прибрежно-шельфовой зоны морей Лаптевых и Восточно-Сибирского в сентябре 2004 г.: (а) – данные лабораторных измерений, (б) - восстановленные данные по измеренным значениям ОРОВin situ. На 33 станциях в поверхностном слое вод шельфа МВА синхронное определение коэффициента поглощения ОРОВ на длине волны 254 нм (a254) в фильтрованных образцах (среднее значение 17,29 м-1, диапазон изменчивости 2,53 - 29,02 м-1) и интенсивности флуоресценции РОВ в нефильтрованных пробах (среднее значение 33,20 мкг СХ л-1, диапазон изменчивости 2,02 - 62,50 мкг СХ л-1) выявило устойчивую положительную корреляционную связь (r = 0,98) между этими параметрами (Рисунок 5.4). 35 30 y = 0,41x + 3,72 r = 0,98 a254, м-1 25 20 15 10 5 0 0 10 20 30 40 50 -1 ОРОВin situ, мкг СХ л 60 70 Рисунок 5.4 – Корреляция между коэффициентом поглощения РОВ и интенсивностью флуоресценции, измеренной с помощью WETStar датчика (ОРОВin situ), в поверхностных водах шельфа МВА в сентябре 2004 г. В Главе 4 при описании оптических характеристик ОРОВ, полученных в экспедиционных исследования в сентябре 2011 г., коэффициент корреляции между этими двумя параметрами был 0,99 (Рисунок 4.9). Это позволяет использовать оптического датчика WETStar в экспедиционных исследованиях для достоверного 89 экспресс-анализа распределения полей РОУ в прибрежных областях МВА, находящихся под сильным влиянием материкового стока. В Таблице 5.1 представлены корреляционные связи между оптическими параметрами, характеризующими концентрацию РОВ в прибрежной зоне МВА, полученными с помощью оптического датчика WETStar, концентрациями РОУ и ГВ. Из таблицы видно, что между всеми параметрами существует очень устойчивая корреляция. Легкость измерения ОРОВin situ методом флуоресценции с использованием оптического датчика WETStar делает этот параметр очень привлекательным в качестве индикатора РОУ. Последний сложно измерить даже лабораторно, а техники его определения in situ настоящего времени не существует (Coble, 2007). Таблица 5.1 – Корреляция между характеристиками РОВ, измеренными на шельфе МВА в сентябре 2008 г. ОРОВin situ РОУ ГВ ОРОВin situ 1 0,99 0,98 РОУ ГВ 1 0,97 ОРОВin situ – концентрация окрашенного растворенного нефильтрованных пробах; РОУ - концентрация растворенного органического углерода; ГВ – концентрация гуминовых веществ 1 органического вещества в 5.2. Роль окрашенного растворенного органического вещества в ослаблении проникновения фотосинтетически активной радиации в водную толщу Фотосинтетически активная радиация (ФАР, диапазон 400-700 нм), проникающая в водную толщу, – один из главных факторов, определяющих создание первичной продукции в морских водах (Звалинский и др., 2006). Известно, что вертикальное ослабление солнечной радиации в водной толще происходит за счет поглощения и обратного рассеяния чистой морской водой, обратного рассеяния взвесью, а также спектрального поглощения ФАР пигментами фитопланктона и ОРОВ. Для районов западной Арктики, где заметно влияние речного стока, поглощение солнечной радиации ОРОВ в десятки раз превышает вклад пигментов фитопланктона (Буренков и др., 2001). Результаты предшествующих исследований позволили нам на основании гидрохимических, гидрологических и седиментологических данных разделить прибрежную акваторию МВА на две провинции: западную и восточную, значительно 90 отличающиеся биогеохимическим режимом (Semiletov et al., 2005; Пипко и др., 2005; 2008; 2010; Pipko et al., 2011). Концентрации взвешенного материала (ВМ) и ОРОВ в поверхностных водах западной части шельфа МВА примерно на порядок выше, чем в его восточной части (Рисунок 5.5) (Пипко и др., 2010; Pipko et al., 2011), что, как отмечалось выше, связано, в первую очередь, с материковым стоком и термоабразией побережья. Отметим, что другими факторами, приводящими к росту концентрации ВМ, может являться интенсивное волновое и сгонно-нагонное перемешивание, характерное для мелководной западной части ВСМ и приводящее к ремобилизации со дна уже осевшей взвеси (Дударев и др., 2006), а также донная эрозия, которая до настоящего времени мало исследована. Рисунок 5.5 – Пространственное распределение концентраций ОРОВ (мкг СХ л-1) и ВМ (мг л-1) на шельфе ВСМ в сентябре 2003 (а) и 2004 (б) гг. Коэффициенты корреляции глубины (H1), на которой интенсивность ФАР падала до 1% от значений в поверхностном слое с величинами мутности и ОРОВ на вдольбереговом разрезе в 2004 г. составили 0,73 и 0,92, соответственно (n=16); а средняя скорость ослабления ФАР в слое Н1 демонстрировала еще более высокую корреляционную связь с этими параметрами – 0,95 и 0,96 (Рисунок 5.6). 91 ФАР/dH а) б) 0,4 0,4 0,3 0,3 0,2 0,2 0,1 0,1 r = 0,96 r = 0,95 0 0 0 10 20 30 ОРОВ, мкг СХ 40 л-1 50 0 10 20 ВМ, мг 30 л-1 Рисунок 5.6 – Корреляция скорости ослабления ФАР в слое Н1 с величинами концентраций ОРОВ (а) и взвешенного материала (ВМ) (б) на вдольбереговом разрезе ВСМ в сентябре 2004 г. Для демонстрации роли ОРОВ в ослаблении проникновения ФАР в водную толщу были выбраны станции, выполненные в 2003 и 2004 гг. в западной провинции 36 и 41, в восточной 25 и 97, соответственно. Для каждого года концентрации ВМ на выбранных станциях были идентичны. В западной части шельфа МВА наблюдалось более резкое вертикальное ослабление ФАР: глубины (H1), на которых ее интенсивность падала до 1% от значений в поверхностном слое, на западе составляли 4-7 м, а на востоке возрастали до 45 м (Рисунок 5.7). На станциях с одинаковой мутностью величина ФАР убывала с глубиной значительно быстрее в случае более высоких концентраций ОРОВ. Это свидетельствует о значимой роли флуорофоров в поглощении ФАР. Ранее аналогичные исследования были проведены в морях западной Арктики. Было показано (Ершова и др., 2001), что в водах юго-восточной части Печорского моря рассчитанные коэффициенты поглощения и обратного рассеяния значительно выше величин, полученных на станциях в северной его части, удаленных от влияния материкового стока. При этом показатели поглощения оказались почти на три порядка выше показателей рассеяния, а поглощение ОРОВ значительно превосходило поглощение пигментами фитопланктона (Ершова и др., 2001). 92 а) б) Интенсивность ФАР, Вт м-2 Интенсивность ФАР, Вт м-2 0 20 40 60 0 80 50 100 150 0 0 5 5 10 10 Глубина, м 15 15 20 20 25 Восточно-Сибирское море 25 30 Восточно-Сибирское море 35 30 40 35 45 50 40 Рисунок 5.7 – Профили ФАР на шельфе ВСМ в сентябре 2003 (а) и 2004 (б) гг. Таким образом, поступающее в большом количестве с речными водами ОРОВ ослабляет интенсивность ФАР, ингибируя процессы фотосинтеза в районах, находящихся под мощным влиянием речного стока. Это является одним из факторов, способствующих накоплению в водном столбе диоксида углерода, значительно повышая значение парциального давления углекислого газа (рСО2) в морской воде относительно его содержания в атмосфере (Пипко и др., 2005, 2008, 2009, 2010, 2011; Pipko et al., 2011; Semiletov et al., 2011, 2013). На вдольбереговом разрезе по данным экспедиционных исследований 2004 г. коэффициенты корреляции рСО 2 с величинами ОРОВ, содержанием ВМ и ФАР были равны 0,61; 0,53 и -0,54, соответственно. 5.3. Корреляционная связь окрашенного растворенного органического вещества с основными гидрохимическими параметрами окружающей среды Для понимания возможностей практического применения данных о концентрации ОРОВ в водах на шельфе МВА важно знать, как связаны оптические характеристики РОВ с другими параметрами окружающей среды. В данной работе для рассмотрения этой связи были использованы экспедиционные исследования 2005 и 2011 гг., характеризующиеся наибольшим набором измеряемых параметров и проведенные в юго-восточной части моря Лаптевых – наиболее динамичной зоне шельфа МВА (Рисунок 5.8). 93 В исследуемом районе существуют два основных источника терригенного углерода – речной сток и разрушающийся береговой ледовый комплекс (Semiletov et al., 2011, 2013). Они в значительной степени определяют гидрохимический режим вод, который также зависит и от динамики водных масс, обусловленной типом атмосферной циркуляции. Рисунок 5.8 – Схема расположения океанографических станции в юго-восточной части моря Лаптевых в сентябре 2005 и 2011 гг. Из рассмотрения рисунка 5.9а, на котором представлено распределение солености, концентрации ОРОВ, парциального давления углекислого газа (рСО2) и концентрации нитратов (NO3-) в исследуемом районе в сентябре 2005 г., видно, что значения рСО2 в водном столбе изменяются в переделах от нескольких сот до 4000 мкатм (Рисунок 5.9а). Максимум пересыщения по СО2 почти в десять раз превышает равновесное с атмосферой значение. Наибольшие величины рСО2 наблюдаются в точках с высокими значениями солености. Этим точкам соответствуют также низкие величины ОРОВ, что характерно для вод, залегающих ниже пикноклина. В слое низких соленостей с высоким содержанием ОРОВ (достоверного трассера речных вод) значения рСО 2 не превышают величину 500 мкатм (характерную для реки Лены (Пипко и др., 2010; Semiletov et al., 2011)), указывая на недоминирующий вклад фракции речных вод в формирование обнаруженных аномалий. Как уже отмечалось, гидрометеорологическая 94 ситуация летом 2005 г. определялась циклоническим типом атмосферной циркуляции, ветры северных направлений препятствовали растеканию речных вод к северу от дельты реки, а также интенсифицировали процессы термоабразии и, как следствие, поступление эрозионного углерода в воду. У дна благодаря поступлению большого количества аллохтонного лабильного органического вещества, ресуспензии осадков из-за интенсивного ветрового влияния, наличию резкого заглубленного пикноклина (Рисунок 5.10а), ограничивающего обменные процессы, парциальное давление углекислого газа достигало аномально высоких величин – до 3858-3905 мкатм. Обнаруженные в исследуемом регионе концентрации NO3- (0,15-8,14 мкмоль л-1) оказались значительно выше, чем средние значения в реке Лена (0,01-1,4 мкмоль л-1 (Lara et al., 1998)). При рассмотрении распределения этой величины на данном разрезе (Рисунок 5.9а) видно, что высокие значения NO3- также обнаружены в водах с повышенной соленостью и низкой концентрацией ОРОВ, что подтверждает подчиненную роль речных вод в формировании повышенных концентраций нитратов (и фосфатов) в губе Буор-Хая. Летом 2011 года отношения между исследуемыми параметрами были схожи (Рисунок 5.9б), но водный столб характеризовался более низкими значениями рСО2 (Рисунок 5.9б). Наблюдаемое различие было вызвано сильными ветрами (скорости достигали 15 м с-1), которые наблюдались в течение двух недель до экспедиционных исследований 2011 г., а также во время работ, что в совокупности с минимальной годовой величиной речного стока (497 км3) определяло слабую стратификацию вод и интенсивные обменные процессы (Рисунок 5.10б). В таблицах 5.2 и 5.3 приведены коэффициенты корреляции между различными гидрохимическими параметрами и концентрацией ОРОВ в водном столбе для сентября 2005 и 2011 гг. Для рассматриваемых годов была характерна различная гидрометеорологическая ситуация; в 2011 г. поверхностный и придонный слои по своим гидрохимическим параметрам не отличались столь значительно как в 2005 г. Тем не менее, использование величин ОРОВ для всего водного столба позволяет не только идентифицировать различные водные массы, но и объяснить экстремальные значения тех или иных параметров. На основании анализа рисунка 5.9, таблиц 5.2 и 5.3 можно сделать вывод о том, что доминирующую роль в формировании обнаруженных 95 аномалий биогенных элементов и рСО2 играет разложение лабильного ОВ, а не увеличение в водной толще доли речных вод. рСО2, мкатм NО3-, мкмоль л-1 б) рСО2, мкатм NО3-, мкмоль л-1 Соленость, psu Соленость, psu а) ОРОВ, мкг СХ л-1 ОРОВ, мкг СХ л-1 Рисунок 5.9 – Распределение солености, концентрации ОРОВ, парциального давления углекислого газа (рСО2) и концентрации нитратов (NO3-) в исследуемом районе в сентябре 2005 (а) и 2011 (б) гг. а) б) Рисунок 5.10 – Распределение условной плотности (кг м-3) морской воды на широтном разрезе в юго-восточной части моря Лаптевых в сентябре 2005 (а) и 2011 (б) гг. 96 Таблица 5.2 – Корреляционная матрица между различными параметрами окружающей среды в губе Буор-Хая в сентябре 2005 года (n = 43) Таблица 5.3 – Корреляционная матрица между различными параметрами окружающей среды в губе Буор-Хая в сентябре 2011 года (n = 74). 5.4. Выводы Выполнена адаптация экспресс–метода оценки концентрации РОУ в натурных условиях с использованием оптического сенсора WETStar. Показана эффективность использования оптических характеристик растворенного органического вещества для количественных оценок РОУ в шельфовых водах МВА. Впервые для исследуемого района выполнен расчет концентраций РОУ по измеренным оптическим характеристикам и построены карты распределения РОУ в поверхностном слое шельфовых вод. Исследована связь ОРОВ с ослаблением ФАР, проникающей в водную толщу. Показано, что ОРОВ, поступающее в большом количестве с речными водами на шельф, значительно ослабляет интенсивность ФАР, ингибируя процессы фотосинтеза в западной части моря, и является одним из факторов, способствующих значительному пересыщению вод диоксидом углерода относительно его содержания в атмосфере. 97 Исследована корреляционная связь значений концентраций ОРОВ в водном столбе с гидрохимическими параметрами. Показано, что данные по распределению ОРОВ позволяют не только идентифицировать различные водные массы, но и объяснить экстремальные значения различных гидрохимических параметров. 98 ЗАКЛЮЧЕНИЕ Приведены результаты комплексных исследований растворенного органического вещества в арктической системе «суша-шельф», выполненных в морях Лаптевых и Восточно-Сибирском в период с 2003 по 2011 гг. с использованием современных методов анализа. Это позволило получить большой массив репрезентативных данных, характеризующих пространственную и межгодовую изменчивость растворенных компонентов углеродного цикла в современных условиях. Полученные результаты позволяют сделать следующие выводы: 1. Установлено, что растворенный органический углерод является репрезентативным трассером распространения речных вод на шельфе морей Восточной Арктики. Показано, что пространственная изменчивость растворенного органического углерода в этом регионе определяется существованием двух биогеохимических провинций. Максимальные величины РОУ ассоциируются с западной гетеротрофной областью, воды которой находятся под значительным влиянием материкового стока, а минимальные обнаружены в водах восточной автотрофной провинции, режим которой определяется водами Чукотского моря. Впервые для изучаемого шельфа получены достоверные оценки содержания растворенного органического углерода. 2. Устойчивая корреляция между растворенным органическим углеродом и окрашенным растворенным органическим веществом в поверхностных шельфовых водах, подверженных влиянию терригенного стока, позволяет рассчитать содержание растворенного органического углерода с использованием экспрессизмерения окрашенного растворенного органического вещества в условиях in situ с помощью оптического сенсора WETStar. 3. Многолетние исследования оптических характеристик РОВ позволили провести типизацию районов возможность шельфа использования по этих их спектральным параметров для параметрам. определения Показана состава растворенного органического вещества. Подтверждено, что значительная часть наземного РОВ представлена гуминовыми соединениями с высокой степенью ароматичности. 99 4. Совместный анализ оптических характеристик растворенного органического вещества и гидрометеорологических параметров показал, что, доминирующим фактором, определяющим межгодовую изменчивость пространственного распределения растворенного органического вещества на шельфе, является преобладающий тип атмосферной циркуляции. 5. Показано, что окрашенное растворенное органическое вещество, поступающее в большом количестве с речными водами на шельф, значительно ослабляет интенсивность фотосинтеза фотосинтетически в способствующих западной активной провинции, значительному и радиации, ингибируя процессы является факторов, пересыщению относительно его содержания в атмосфере. вод одним из диоксидом углерода 100 СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Алекин, О.А. Химия океана / О.А. Алекин, Ю.И. Ляхин – Л. : Гидрометеоиздат, 1984. - 343 с. 2. Антонов, В.С. Суммарный материковый сток в Арктические моря / В.С. Антонов, В.Я. Морозова // Труды ААНИИ. – 1957. – Т. 208, №2. – С. 13-24. 3. Антонов, В.С. Распространение речных вод в арктических морях / В.С. Антонов // Труды ААНИИ. – 1957. – Т. 208, № 2. – C. 25-52. 4. Арктика на пороге третьего тысячелетия: ресурсный потенциал и проблемы экологии / Гл. ред. И.С. Грамберг, Н.П. Лаверов, отв. ред. Д.А. Додин. – СПб. : Наука, 2000. - 247 с. 5. Атлас океанов. Т. 1. Северный Ледовитый океан. – Л. : ГУНиО МО СССР, 1980. – 184 с. 6. Бруевич, С.В. Инструкция по производству химических исследований морской воды / С.В. Бруевич. – М. : Изд-во Главсевморпути, 1944. – 83 с. 7. Буренков, В.И. Оптические характеристики вод Карского моря по судовым и спутниковым наблюдениям / В.И. Буренков; Ю.А. Гольдин, В.А. Артемьев, С.В. Щеберстов // Океанология. – 2010. – Т. 50, № 5. – С. 716-729. 8. Буренков, В.И. Использование данных спутникового сканера цвета океана SeaWiFS для оценки биооптических характеристик вод Баренцева моря / В.И. Буренков, В.И. Ведерников, С.В. Ершова [и др.] // Океанология. – 2001a. – T. 41, № 4. – C. 485–492. 9. Буренков, В.И. Оценка пространственного распределения взвеси в водах Баренцева моря по данным спутникового сканера цвета SeaWiFS / В.И. Буренков, С.В. Ершова, О.В. Копелевич [и др.] // Океанология. - 2001б. – Т. 41, № 5. – С. 653-659. 10. Ведерников, В.И. Первичная продукция и хлорофилл в Карском море в сентябре 1993 года / В.И. Ведерников, А.Б. Демидов, А.И. Судьбин // Океанология. – 1994. – № 5. – С. 693-703. 11. Виноградов, М.Е. Компоненты цикла углерода в арктических морях России. Первичная продукция и поток Сорг из фотического слоя / М.Е. Виноградов, В.И. Ведерников, Е.А. Романкевич, А.А. Ветров // Океанология. – 2000. – Том 40, №. 2. – С. 221-233. 101 12. Власенков, Р.Е. Гидрооптические характеристики морей Лаптевых и ВосточноСибирского / Р.Е. Власенков, А.П. Макштас // Проблемы Арктики и Антарктики. – 2008. – № 3 (80). – C. 38-47. 13. Воробьев, В.И. Длина береговой линии морей СССР / В. И. Воробьев // Географический сборник. – 1959. – № 13. – С. 28–34. 14. Григорьев, М.Н. Криоморфогенез и литодинамика прибрежно-шельфовой зоны морей Восточной Сибири: автореф. дис. … д-ра геогр. наук : 25.00.08 / Григорьев Михаил Николаевич. – Якутск, 2008. – 40 с. 15. Григорьев, М.Н. Динамика берегов восточных арктических морей России: основные факторы, закономерности и тенденции / М.Н. Григорьев, С.О. Разумов, В.В. Куницкий, В.Б. Спектор // Криосфера Земли. – 2006. – № 4. – С. 74-95. 16. Губин, С.В. Погребенные почвы верхнеплейстоценовых отложений Северной Якутии / С.В. Губин // Прогноз изменений криогенных почв под влиянием хозяйственного освоения территорий. – Пущино: ОНТИ НЦБИ АН СССР, 1980. – С. 171-173. 17. Добровольский, А.Д. Моря СССР / А.Д. Добровольский, Б.С. Залогин. – М.: Издво МГУ, 1982. – 192 с. 18. Дударев, О.В. Масштабы неоднородностей состава взвеси в системе река Лена море Лаптевых / О.В. Дударев, И.П. Семилетов, А.Н. Чаркин // Доклады Академии Наук. – 2006а. – Т.411, № 4. – С. 527-534. 19. Дударев, О.В. Седиментационные обстановки на приконтинентальном шельфе Восточно-Сибирского моря / О.В. Дударев, И.П. Семилетов, А.Н. Чаркин [и др. ] // Доклады Академии наук. – 2006б. – Т. 409, № 6. – С. 822-827. 20. Дударев, О.В. Особенности современного морфолитогенеза на шельфе моря Лаптевых: Семеновское мелководье («Земля Васема») / О.В. Дударев, А.Н. Чаркин, Н.Е. Шахова [и др.] // Доклады Академии наук. – 2015. – Т. 462, № 2. – С. 223-229. 21. Ершова, С.В. Метод оценки проникновения видимого и ультрафиолетового солнечного излучения в воды арктических морей на основе спутниковых данных: случай безоблачной атмосферы / С.В. Ершова, О.В. Копелевич, С.В. Шеберстов [и др.] // Океанология. – 2001. – Т. 41, № 3. – С. 335-343. 102 22. Звалинский, В.И. Хлорофилл, замедленная флуоресценция и первичная продукция в северо-западной части Японского моря осенью 2000 г. / В.И. Звалинский, В.Б. Лобанов, С.П. Захарков, [и др.] // Океанология. – 2006. – Т. 46, № 1. – С. 27-37. 23. Зубакина, А.Н. Особенности гидрохимического режима устьевой области Лены / А.Н. Зубакина // Труды ГОИН. – 1979. – Т. 143. – С. 69-76. 24. Иванов, В.В. Арктический ледяной покров становится сезонным? / В.В. Иванов, В.А. Алексеев, Т.А. Алексеева [и др.] // Исследование Земли из космоса. – 2013. – № 4. – С. 50–65. 25. Карабашев, Г.С. Флуоресценция в океане / Г.С. Карабашев. – Л.: Гидрометеоиздат, 1987. – 200 с. 26. Катцов, В.М. Климатические изменения в Арктике: последствия для окружающей среды и экономики / В.М. Катцов, Б.Н. Порфирьев // Арктика. Экология и экономика. – М., 2012. – № 2. – С. 66–79. 27. Копелевич, О.В. «Желтое вещество» в океане по оптическим данным / О.В. Копелевич // Океанология. – 1982. – Т. 22, № 2. – С. 214. 28. Копелевич, О.В. Разработка и использование региональных алгоритмов для расчета биооптических характеристик морей России по данным спутниковых сканеров цвета / О.В. Копелевич, В.И. Буренков, С.В. Шеберстов // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса: Физические основы, методы и технологии мониторинга окружающей среды, потенциально опасных объектов и явлений : сборник научных статей. – М.: ООО «Азбука-2000», 2006. – Т. II. – С. 99-105. 29. Куликова, Н.А. Защитное действие гуминовых веществ по отношению к растениям в водной и почвенной средах в условиях абиотических стрессов : дис. … д-ра биол. наук : 03.00.16 /Куликова Наталья Александровна. – Москва, 2008. – 302 с. 30. Лисицын, А.П. Маргинальный фильтр океанов / А.П. Лисицын // Океанология. – 1994. – Т. 34, № 5. – С. 735.747. 31. Люцарев, С.В. Методика исследования свойств флуоресцирующих соединений морской воды / С.В. Люцарев // Методы рыбохозяйственных и химикоокеанографических исследований – Ч.2. – М. : Изд-во ВНИРО, 1968. – С.69-92. 103 32. Марьяш, А.А. Органический углерод в эстуарии реки Раздольная (Амурский залив, Японское море) в период ледостава / А.А. Марьяш, Н.Д. Ходоренко, В.И. Звалинский [и др. ] // Геохимия. – 2015. – № 8. – С. 734-742. 33. Национальный атлас России. – Том 2. Природа. Экология [Электронный ресурс]. – М. : Росткартография – 2007. – Режим доступа: национальныйатлас.рф/cd2. 34. Никифоров, Е.Г. Закономерности формирования крупномасштабных колебаний и гидрологического режима Северного Ледовитого океана / Е.Г Никифоров, А.О. Шпайхер. – Л. : Гидрометеоиздат, 1980. – 270 с. 35. Пивоваров, С.В. Химическая океанография арктических морей России / С.В. Пивоваров. – СПб : Гидрометеоиздат, 2000. – 88 с. 36. Пипко, И.И. Оценка потоков СО2 между океаном и атмосферой в восточной части моря Лаптевых в безледный период / И.И. Пипко, С.П. Пугач, И.П. Семилетов // Доклады Академии Наук. – В печати. 37. Пипко, И.И. Характерные особенности динамики карбонатных параметров вод восточной части моря Лаптевых / И.И. Пипко, С.П. Пугач, И.П. Семилетов // Океанология. – 2015. – Т. 55, №1. – 78-92. 38. Пипко, И.И. Карбонатные характеристики вод материкового склона Северного Ледовитого океана / И.И. Пипко, С.П. Пугач, И.П. Семилетов, А.Н. Салюк // Доклады Академии наук. – 2011. – Т. 438. – № 5. – С. 699–704. 39. Пипко, И.И. Карбонатные параметры вод реки Лены: характеристики и распределение / И.И. Пипко, С.П. Пугач, О.В. Дударев [и др.] // Геохимия. – 2010а. – T. 48, №11. – С. 1206-1213. 40. Пипко, И.И. Динамика СО2 на шельфе Восточно-Сибирского моря / И.И. Пипко, С.П. Пугач, И.П. Семилетов // Метеорология и гидрология. – 2010б. – №9. – С. 6273. 41. Пипко, И.И. Распределение парциального давления СО2 в придонных водах Восточно-Сибирского моря в осенний сезон / И.И. Пипко, С.П. Пугач, И.П. Семилетов // Доклады Академии Наук. – 2009. – Т. 425, № 2. – С. 245-250. 42. Пипко, И.И. Изменчивость параметров карбонатной системы в прибрежношельфовой зоне Восточно-Сибирского моря в осенний сезон / И.И. Пипко, И.П. Семилетов, П.Я. Тищенко [и др.] // Океанология. – 2008. – Т. 48, №1. – С. 59-72. 104 43. Пипко, И.И. Об обмене СО2 в системе океан-атмосфера на шельфе Чукотского моря / И.И. Пипко, И.П. Семилетов, С.П. Пугач // Доклады Академии наук. – 2006. – Т. 410, №5. – С. 679-683. 44. Пипко, И.И. О карбонатной системе вод Восточно-Сибирского моря / И.И. Пипко, И.П. Семилетов, С.П. Пугач // Доклады Академии наук. – 2005. – Т. 402, №3. – С. 398-401. 45. Полякова, Е.И. Арктические моря Евразии в позднем кайнозое / Е.И. Полякова. – М. : Научный мир, 1997. – 142 с. 46. Пугач, С.П. Оптические характеристики растворенного окрашенного органического вещества на Восточно-Сибирском шельфе / С.П. Пугач, И.И. Пипко, И.П. Семилетов [и др.] // Доклады Академии Наук. – 2015. – Т. 465, №5. 47. Пугач, С.П. Динамика растворенного окрашенного органического вещества на шельфе Восточно-Сибирского моря / С.П. Пугач, И.И. Пипко // Доклады Академии Наук. – 2012. – Т 447, №6. – С. 671-674. 48. Пугач, С.П. Распределение CDOM в Восточно-Сибирском море / С.П. Пугач, И.И. Пипко, И.П. Семилетов // Тезисы доклада на конф. «Морские исследования полярных областей Земли в Международном полярном году 2007/08». – СанктПетербург, 21-23 апреля 2010. – С. 121-122. 49. Романкевич, E.A. Массы углерода в гидросфере Земли / Е.А. Романкевич, А.А. Ветров // Геохимия. – 2013. – № 6. – С. 483–509. 50. Романкевич, Е.А. Органическое вещество Мирового океана / Е.А. Романкевич, А.А. Ветров, В.И. Пересыпкин // Геология и геофизика. – 2009. – Т. 50, № 4. – С. 401–411. 51. Романкевич, Е.А. Цикл углерода в арктических морях России / Е.А. Романкевич, А. А. Ветров. – М. : Наука, 2001. – 302 с. 52. Романкевич, Е.А. Компоненты цикла углерода в арктических морях России: потоки углерода с суши, углерод в донных осадках, элементы баланса / Е.А. Романкевич, А.А. Ветров, М.Е. Виноградов, В.И. Ведерников // Океанология. – 2000. – Т. 40, № 3. – С. 363-372. 53. Романкевич, Е. А. Геохимия органического вещества в океане / Е. А. Романкевич. – М. : Наука, 1977. – 256 с. 105 54. Савельева, Н.И. Гидрохимические характеристики прибрежных вод ВосточноСибирского моря / Н.И. Савельева, И.И. Пипко, С.П. Пугач [и др.] // Вестник ДВО. – 2008. – № 3. – С. 20-29. 55. Савельева, Н.И. Особенности термохалинной и гидрохимической структуры вод юго-восточной части моря Лаптевых / Н.И. Савельева, А.Н. Салюк, Л.Н. Пропп // Океанология. – 2010. – Т. 50. № 6. – С. 918-925. 56. Северный Ледовитый и Южный океаны. Сер. «География Мирового океана». – Л. : Наука, 1985. – 501 с. 57. Семилетов, И.П. Разрушение мерзлых пород побережья как важный фактор в биогеохимии шельфовых вод Арктики / И.П. Семилетов // Доклады Академии наук. – 1999. – Т. 368, № 5. – С.679-682. 58. Сидоров, И.С. Особенности формирования гидрохимического режима устьевой области р. Лены и юго-восточной части моря Лаптевых : автореф. дис. … канд. географ. наук : 11.00.07 / Сидоров Игорь Станиславович. – Ростов-на-Дону, 1992. – 26 с. 59. Скопинцев, Б.А. Органическое вещество в океане / Б.А. Скопинцев. – Успехи советской океанологии. – М. : Наука, 1979. – С. 64-86. 60. Скопинцев, Б.А. Органическое вещество в природных водах (водный гумус) / Б.А. Скопинцев // Тр. ГОИН. – 1950. – Т. 17(29). – 290 с. 61. Сорокин, Ю.И. Первичная продукция и распределение планктона в эстуарии реки Лены и прилегающем районе моря Лаптевых / Ю.И. Сорокин, П.Ю. Сорокин, Ю.В. Проткова // Доклады Академии наук. – 1993. – Т. 333, № 4. – С. 522-525. 62. Суховей, В.Ф. Моря Мирового океана / В.Ф. Суховей; ред. Г.Г. Доброумова, З.М. Кожина. – Л. : Гидрометеоиздат., 1986. – 287 с. 63. Тищенко, П.Я. Щелочность Японского моря. Новый взгляд / П.Я. Тищенко, Г.Ю. Павлова, Е.М. Шкирникова // Океанология. – 2012. – Т. 52, № 1. – С. 26-39. 64. Тищенко, П.Я. Вклад органического вещества в щелочной резерв природных вод / П.Я. Тищенко, К. Вальманн, Н.А. Василевская [и др.] // Океанология. – 2006. – Т. 46, № 2. – C. 211-219. 65. Тищенко, П.Я. Измерение рН в эстуариях с помощью ячейки безжидкостного соединения / П.Я. Тищенко, Р.В. Чичкин, Е.М. Ильина [и др.] // Океанология. – 2002. – Т. 42, № 1. – С.32-41. 106 66. Тищенко, П.Я. Измерение рН морской воды с помощью ячейки безжидкостного соединения / П.Я. Тищенко, Ч.Ш. Вонг, Г.Ю. Павлова [и др.]. // Океанология. – 2001. – Т. 41, № 6. – С. 849-859. 67. Томирдиаро, С.В. Голоценовое термоабразионное формирование шельфа Восточно-Арктических морей СССР / С.В. Томирдиаро // Доклады Академии наук СССР. – 1974. – Т. 219, № 1. – С. 179-182. 68. Ходоренко, Н.Д. Кинетика извлечения и количественное определение гуминовых веществ в донных осадках / Н.Д. Ходоренко, Т.И. Волкова, В.И. Звалинский [и др.] // Геохимия. – 2012. – № 4. – С. 423-430. 69. Шпайхер, А.О. Особенности формирования аномалий зимних гидрологических характеристик Восточно-Сибирского и Чукотского морей / А.О. Шпайхер, З.С. Янкина // Проблемы Арктики и Антарктики. – 1969. – Т. 31. – С. 5-11. 70. Ягов, Г.В. Современные методы определения содержания общего азота и углерода в пробах природных вод / Г.В. Ягов // Вода: химия и экология. – 2009. – №10. – С. 28-33. 71. ACIA: Impacts of a Warming Arctic: Arctic Climate Impact Assessment / Cambridge : Cambridge University Press, 2004. – 139 p. 72. Alling, V. Nonconservative behavior of dissolved organic carbon across the Laptev and East Siberian seas / V. Alling, L. Sanchez-Garsia, D. Porcelli [et al.] // Global Biogeochemical Cycles. – 2010. – Vol. 24. – GB4033. 73. AMAP Assessment 2013: Arctic Ocean Acidification / Arctic Monitoring and Assessment Programme (AMAP). – Oslo : AMAP, 2013. – viii + 99 p. 74. AMAP: Snow, Water, Ice and Permafrost in the Arctic (SWIPA): Climate Change and the Cryosphere / Arctic Monitoring and Assessment Programme (AMAP). – Oslo : AMAP, 2012. – 538 p. 75. Amon, R.M.W. The biogeochemistry of dissolved organic matter and nutrients in two large Arctic estuaries and potential implications for our understanding of the Arctic Ocean system / R.M.W. Amon, B. Meon // Marine Chemistry. – 2004. – Vol. 92. – P. 311–330. 76. Amon, R.M.W. Dissolved organic carbon distribution and origin in the Nordic Seas: Exchanges with the Arctic Ocean and the North Atlantic / R.M.W. Amon, G. Budéus, B. Meon // Journal of Geophysical Research. –2003. – Vol. 108, N C7. – 3221. 107 77. Amon, R.M.W. Photochemical and microbial consumption of dissolved organic carbon and dissolved oxygen in the Amazon River system / R.M.W. Amon, R. Benner // Geochim. Cosmochim. Acta. – 1996. – Vol. 60, N 10. – P. 1783–1792. 78. Anderson, L.G. DOC in the Arctic Ocean / L.G. Anderson // Biogeochemistry of Marine Dissolved Organic Matter / Eds. D.A. Hansell, C.A. Carlson. – San Diego : Academic Press, 2002. – P. 665–683. 79. Anderson, L.G. East Siberian Sea, an Arctic region of very high biogeochemical activity / L.G. Anderson, G. Björk, S. Jutterström, [et al.] // Biogeosciences. – 2011. – Vol. 8. – P. 1745-1754. 80. Arrigo, K.R. Secular trends in Arctic Ocean net primary production / K.R. Arrigo, G. van Dijken // Journal of Geophysical Research. – 2011. – Vol. 116. – C09011. 81. Asher, W.E. The influence of bubble plumes on air-seawater gas transfer velocities / W.E. Asher, L.M. Karle, B.J. Higgins [et al.] // Journal of Geophysical Research. – 1996. – Vol. 101, N C5. – P. 12027-12041. 82. Banoub, M.W. Ultra-violet absorption as a measure of organic matter in natural waters in Bodensee / M.W. Banoub // Archiv fur Hydrobiologie. – 1973. – Vol. 71. – P. 159165. 83. Bates, N.R. The influence of short-term wind variability on air-sea CO2 exchange / N.R. Bates, L. Mervilat // Geophysical Research Letters. – 2001. – Vol. 28, N 17. – P. 32813284. 84. Bélanger, S. Photomineralization of terrigenous dissolved organic matter in Arctic coastal waters from 1979 to 2003: interannual variability and implications of climate change / S. Bélanger, H. Xie, N. Krotkov [et al.] // Global Biogeochemical Cycles. – 2006. – Vol. 20. – GB4005. 85. Belzile, C. Fluorescence measured using the WETStar DOM fluorometer as a proxy for dissolved matter absorption / C. Belzile, C.S. Roesler, J.P. Christensen [et al.] // Estuar. Coast. Shelf Sci. – 2006. – Vol. 67. – P. 441 – 449. 86. Benner, R. Export of young terrigenous dissolved organic carbon from rivers to the Arctic Ocean / R. Benner, B. Benitez-Nelson, K. Kaiser [et al.] // Geophysical Research Letter. – 2004. – Vol. 31. – L05305. 108 87. Blough, N.V. Chromophoric DOM in the coastal environment / N.V. Blough, R. Del Vecchio // Biogeochemistry of Marine Dissolved Organic Matter. – San Diego : Academic Press, 2002. – P. 509–546. 88. Blough, N. V. The Role of Nonliving Organic Matter in the Earth’s Carbon Cycle / N. V. Blough, S. A. Green; Eds. R. G. Zepp, C. Sonntag. – Berlin : Wiley & Sons, 1995. – P. 23-45. 89. Blough, N.V. Optical absorption spectra of waters from the Orinoco river outflow: terrestrial input of coloured organic matter to the Caribbean / N.V. Blough, O.C. Zafiriou, J. Bonilla // Journal of Geophysical Research. – 1993. – Vol. 98: – 2271–2278. 90. Carder, K.L.R. Marine humic and fulvic acids: their effects on remote sensing of ocean chlorophyll / K.L.R. Carder, G. Steward, G.R. Harvey [et al.] // Limnology and Oceanography. – 1989. – Vol. 34. – P. 68–81. 91. Carmack, E. Climate variability and physical forcing of the food webs and the carbon budget of panArctic shelves / E. Carmack, D. Barber, J. Christensen [et al.] // Progress in Oceanography. – 2006. – Vol. 71. – P. 145–181. 92. Carmack, E.C. The freshwater budget of the Arctic Ocean: Sources, storage and sinks / E.C. Carmack; Eds. E.L. Lewis [et al.] // The freshwater budget of the Arctic Ocean. – Dordrecht : Kluwer, 2000. – P. 91–126. 93. Cauwet, G. The biogeochemistry of Lena River: Organic carbon and nutrients distribution / G. Cauwet, I. Sidorov // Marine Chemistry. – 1996. – Vol. 53. – P. 211– 227. 94. Charkin, A.N. Seasonal and interannual variability of sedimentation and organic matter distribution in the Buor Khaya Gulf – the primary recipient of input from Lena River and coastal erosion in the SE Laptev Sea / A.N. Charkin, O.V. Dudarev, I.P. Semiletov [et al.] // Biogeosciences. – 2011. – Vol. 8. – P. 2581-2594. 95. Chen, Z. Distributions of colored dissolved organic matter and dissolved organic carbon in the Pearl River Estuary, China / Z. Chen, Y. Li, J. Pan // Cont. Shelf Research. – 2004. – Vol. 24. – P. 1845–1856. 96. Chen, R.F. The fluorescence of dissolved organic matter in the Mid-Atlantic Bight / R.F. Chen, Y. Zhang, P. Vlahos [et al.] // Deep Sea Research II. – 2002. – Vol. 49. – P. 4439–4459. 109 97. Coble, P.G. Marine optical biogeochemistry: the chemistry of Ocean color / P.G. Coble // Chemical Rev. – 2007. – Vol. 107. – P. 402-418. 98. Coble, P.G. CDOM in the ocean: transformation processes and their effects on optical properties / P.G. Coble, R. Zepp, R. Zika // Marine Chemistry. – 2004. – Vol. 89. – P. 12. 99. Coble, P.G. Distribution and optical properties of CDOM in the Arabian Sea during the 1995 Southwest Monsoon / P.G. Coble, C.E. Del Castillo, B. Avril // Deep Sea Research II. – 1998. – Vol. 45. – P. 2195–2223. 100. Coble, P. G. Characterization of marine and terrestrial DOM in seawater using excitation-emission matrix spectroscopy / P. G. Coble // Marine Chemistry. – 1996. – Vol. 51. – P. 325–346. 101. Coble, P.G. Fluorescence and contouring analysis of DOC intercalibration experiment samples: A comparison of techniques / P.G. Coble, C.A. Schultz, K. Mopper // Marine Chemistry. – 1993. – Vol. 41. – P. 173-178. 102. Cooper, L.W. Flow‐weighted values of runoff tracers (δ18O, DOC, Ba, alkalinity) from the six largest Arctic rivers / L.W. Cooper, J.W. McClelland, R.M. Holmes // Geophysical Research Letters. – 2008. – Vol. 35. – L18606. 103. Cooper, L.W. Linkages among runoff, dissolved organic carbon, and the stable oxygen isotope composition of seawater and other water mass indicators in the Arctic Ocean / L.W. Cooper, R. Benner, J.W. McClelland [et al.] // Journal of Geophysical Research. – 2005. – Vol. 110. – G02013. 104. Davydova, A.I. Carbon of the Kolyma Lowland under recent change of climate / A.I. Davydova, S. Davydov, D. Fyodorov [et al.] // State of the Arctic Conference, Miami, Florida, USA 16–19 March 2010. – 2010. 105. De Haan, H. Applicability of light absorbance and fluorescence as measures of concentration and molecular size of dissolved organic carbon in humic Laken Tjeukemeer / H. De Haan, T. De Boer // Water Resources. – 1987. – Vol. 21. – P. 731– 734. 106. Del Castillo, C.E. On the dispersal of riverine colored dissolved organic matter over the West Florida Shelf / C.E. Del Castillo, F. Gilbes, P.G. Coble [et al.] // Limnology Oceanography. – 2000. – Vol. 45. – P. 1425–1432. 110 107. Dittmar, T. The biogeochemistry of the river and shelf ecosystem of the Arctic Ocean: a review / T. Dittmar, G. Kattner // Marine Chemistry. – 2003. – Vol. 83. – P. 103 – 120. 108. Dmitrenko, I. Wind-driven summer surface hydrography of the eastern Siberian shelf / I. Dmitrenko, S. Kirillov, H. Eicken [et al.] // Geophysical Research Letters. – 2005. – Vol. 32. – L14613. 109. DOE. Handbook of methods for the analysis of the various parameters of the carbon dioxide system in sea water : version 2 / A.G. Dickson, C. Goyet. ORNL/CDIAC-74. – 1994. 110. Dutta, K. Potential carbon release from permafrost soils of Northeastern Siberia / K. Dutta, E.A.G. Schuur, J.C. Neff [et al.] // Global Change Biology. – 2006. – Vol. 12. – 2336–2351. 111. Duursma, E.K. The dissolved organic constituents of seawater / E.K. Duursma : Eds. J.P. Riley, G. Skirrow // Chemical oceanography. – London : Academic Press, 1965. – Vol. 1. – P. 433–475. 112. Ekwurzel, B. River runoff, sea ice meltwater, and Pacific water distribution and mean residence times in the Arctic Ocean / B. Ekwurzel, P. Schlosser, R. A. Mortlock [et al.] // Journal of Geophysical Research. – 2001. – Vol. 106. – P. 9075–9092. 113. Feng, X. Differential mobilization of terrestrial carbon pools in Eurasian Arctic river basins / X. Feng, J. E. Vonk, B. E. van Dongen [et al.] // P. Natl. Acad. Sci. USA. – 2013. – Vol. 110. – P. 14168–14173. 114. Ferrari, G.M. CDOM absorption characteristics with relation to fluorescence and salinity in coastal areas of the southern Baltic Sea / G.M. Ferrari, D. Dowell // Est. Coast. Shelf Sci. – 1998. – Vol. 47. – P. 91–105. 115. Finlay, J. Snowmelt dominance of dissolved organic carbon in high-latitude watersheds: Implications for characterization and flux of river DOC / J. Finlay, J. Neff, S. Zimov [et al.] // Geophysical Research Letters. – 2006. – Vol. 33. – L10401. 116. Frey, K. E. Impacts of permafrost degradation on arctic river biogeochemistry / K. Frey, E., J. W. McClelland // Hydrol. Processes. –2009. – Vol. 23, N 1. – P. 169–182. 117. Gordeev, V.V. Concentrations of major elements and their outflow into the Laptev Sea by the Lena River / V.V. Gordeev, I.S. Sidorov // Marine Chemistry. – 1993. – Vol. 43. – P. 33-45. 111 118. Gordeev, V.V. A reassessment of the Eurasian river input of water, sediment, major elements and nutrients to the Arctic Ocean / V.V. Gordeev, J.-M. Martin, I.S. Sidorov [et al.] //. Amer. J. Science. – 1996. – Vol. 296. – P. 664-691. 119. Gordeev, V.V. River input / V.V. Gordeev, V. Rachold // The Organic Carbon Cycle in the Arctic Ocean / Eds. R. Stein, R.W. Macdonald. – Berlin: Springer, 2004. – P. 33-41. 120. Grigoriev, M.N. Onshore coastal studies – coastal dynamics at key sites of the New Siberian Islands, Dmitry Laptev Strat and Buor-Khaya Bay / M.N. Grigoriev, F.E. Are, H.W. Hubberten [et al.] // Rep. on Polar and Marine Res. – 2003. – Vol. 466. – P. 326– 329. 121. Grigoriev, M.N. Peculiarities of coastal processes and shoreline dynamics of the accumulative-erosive coastal system in the northwest of the Lena Delta / M.N. Grigoriev, F. E. Are, H.–W. Hubberten [et al.] // Rep. on Polar and Marine Res. – 2002. – Vol. 426. – P. 64–70. 122. Grigoriev, M.N. Coastal dynamics in the western Laptev Sea / M.N. Grigoriev, V. Rachold, F. E. Are [et al.] // Rep. on Polar Res. – 2001. – Vol. 388. – P. 54–59. 123. Grigoriev, M.N. Organic carbon input to the Arctic Seas through coastal erosion / M.N. Gordeev, V. Rachold, H.–W. Hubberten [et al.] // The Organic Carbon Cycle in the Arctic Ocean / Eds. R. Stein, R.W. Macdonald. – Berlin: Springer, 2004. – P. 41-45. 124. Gruber, N. Warming up, turning sour, losing breath: ocean biogeochemistry under global change / N. Gruber // Philosophical Transactions of the Royal Society A. – 2011. – Vol. 369. – P. 1980–1996. 125. Guéguen, C. The nature of colored dissolved organic matter in the southern Canada Basin and East Siberian Sea / C. Guéguen, A. McLaughlin, E.C. Carmack [et al.] // Deep Sea Research II. – 2012. – Vol. 81–84. – P. 102–113. 126. Guéguen, C. Characterization of colored dissolved organic matter in Hudson Bay and Hudson Strait using parallel factor analysis / C. Guéguen, M.A. Granskog, G. McCullough [et al.] // Journal of Marine Systems. – 2011. – Vol. 88. – P. 423–433. 127. Guéguen, C. Chemical characteristics and origin of dissolved organic matter in the Yukon River / C. Guéguen, L. Guo, D. Wang [et al.] // Biogeochemistry. – 2006. – Vol. 77. – P. 139–155. 112 128. Guéguen, C. Distributions and characteristics of colored dissolved organic matter in the western Arctic Ocean / C. Guéguen, L. Guo, N. Tanaka // Continental Shelf Research. – 2005. – Vol. 25. – P. 1195–1207. 129. Günther, F. Short- and long-term thermo-erosion of ice-rich permafrost coasts in the Laptev Sea region / F. Günther, P.P. Overduin, A.V. Sandakov [et al.] // Biogeosciences. –2013. – V. 10. – P. 4297-4318. 130. Gustafsson, Ö. Dynamic colloidwater partitioning of pyrene through a coastal Baltic spring bloom / Ö. Gustafsson, N. Nilsson, T. D. Bucheli // Environ. Sci. Technol. – 2001. – Vol. 35. – P. 4001–4006. 131. Gustafsson, Ö. Evaluation of the collection efficiency of upper ocean sub‐photic‐layer sediment traps: A 24‐month in situ calibration in the open Baltic Sea using 234 Th / Ö.Gustafsson, P. Andersson, P. Roos [et al.] // Limnol. Oceanogr. Methods. – 2004. – Vol. 2. – P. 62–74. 132. Hansell, D. A. Degradation of terrigenous dissolved organic carbon in the western Arctic Ocean / D. A. Hansell, D. Kadko, N. R. Bates // Science. – 2004. – Vol. 304, – P. 858–861. 133. Heim, B. Ocean color remote sensing in the southern Laptev Sea: evaluation and applications / B. Heim, E. Abramova, R. Doerffer [et al.] // Biogeosciences. – 2014. – Vol. 11. – P. 4191–4210. 134. Helms, J.R. Absorption spectral slopes and slope ratios as indicators of molecular weight, source, and photobleaching of chromophoric dissolved organic matter / J.R. Helms, A. Stubbins, J.D. Ritchie [et al.] // Limnol. Oceanogr. – 2008. – Vol. 53, N 3. – P. 955–969. 135. Holemann, J.A. Near-bottom water warming in the Laptev Sea in response to atmospheric and sea-ice conditions in 2007 / J.A. Holemann, S. Kirillov, T. Klagge [et al.] // Polar Research. – 2011. – Vol. 30. – 6425. 136. IPCC, Climate Change 2007: The Physical Science Basis / Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. – Cambridge : Cambridge Univ. Press, 2007. – P. 996. 137. Kalle, K. The problem of Gelbstoff in the sea / K. Kalle // Oceanogr. Mar. Biol. Annu. Rev. – 1966. – Vol. 4. – P. 91–104. 113 138. Kitidis, V. Variability of chromophoric organic matter in surface waters of the Atlantic Ocean / V. Kitidis, A.P. Stubbins, G. Uher [et al.] // Deep Sea Research II. – 2006. – Vol. 53. – P. 1666–1684. 139. Kopelevich, O.V. Application of SeaWiFS data for studying variability of bio-optical characteristics in the Barents, Black and Caspian Seas / O.V. Kopelevich, V.I. Burenkov, S.V. Ershova [et al.] // Deep-Sea Research II. – 2004. – Vol. 51. – P.10631091. 140. Kowalczuk, P. Characterization of CDOM in organic rich river and surrounding coastal ocean in the South Atlantic Bight / P. Kowalczuk, W.J. Cooper, R.F. Whitehead [et al.] // Aquatic Sciences. – 2003. – Vol. 65, N 4. – P. 384-401. 141. Laane, R.W.P.M. Natural fluorescence in the North Sea and its major estuaries / R.W.P.M. Laane, K.J.M. Kramer // Neth. J. Sea Res. – 1990. – Vol. 26. – P. 1-9. 142. Lara, R.J. Dissolved organic matter and nutrients in the Lena River, Siberian Arctic : Characteristics and distribution / R.J. Lara, V. Rachold, G. Kattner [et al.] // Marine Chemistry. – 1998. – Vol. 59. – P. 301-309. 143. Lewis, E. Program Developed for CO2 System Calculations / E. Lewis, D.W.R. Wallace // ORNL/CDIAC-105. Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National Laboratory, U.S. Department of Energy, Oak Ridge, Tennessee. – 1998. 144. Lewis, W.M. Jr. Amounts and spectral properties of dissolved organic compounds from some freshwaters of the southeastern U.S. / W.M. Jr. Lewis, J.A. Tyburczy. //Archiv fur Hydrobiologie. – 1974. – Vol. 74. – P. 8-17. 145. Lobbes, J. M. Biogeochemical characteristics of dissolved and particulate organic matter in Russian rivers entering the Arctic Ocean / J. M. Lobbes, H. P. Fitznar, G. Kattner // Geochim. Cosmochim. Acta. – 2000. – Vol. 64, N 17. – P. 2973–2983. 146. MacCarthy, P. Spectroscopic Methods (Other than NMR) for Determining Functionality in Humic Substances / P. MacCarthy, J.A. Rice; // Humic Substances in Soil, Sediment, and Water: Geochemistry, Isolationand Characerization / Eds. G. Aiken, D. McKnight, R. Wershaw. – New York : John Wiley & Sons, 1985. – Chapter 21. – P. 527-559. 147. Macdonald, R.W. The Beaufort Sea: distribution, sources, fluxes and burial of organic carbon / R.W. Macdonald, A.S. Naidu, M.B. Yunker [et al.] // The Organic Carbon Cycle in the Arctic Ocean / Eds. R. Stein, R.W. Macdonald. – Berlin : Springer, 2004. – P. 177–193. 114 148. Manizza, M. Modeling transport and fate of riverine dissolved organic carbon in the Arctic Ocean / M. Manizza, M. J. Follows, S. Dutkiewicz [et al.] // Global Biogeochemical Cycles. – 2009. – Vol. 23. – GB4006. 149. Mann, P. J. Controls on the composition and lability of dissolved organic matter in Siberia’s Kolyma River basin / P. J. Mann, A. Davydova, N. Zimov [et al.] // Journal of Geophysical Research. – 2012. – Vol. 117. – G01028. 150. Matsuoka, A. Seasonal variability in the light absorption properties of western Arctic waters: parameterization of the individual components of absorption for ocean color applications / A. Matsuoka, V. Hill, Y. Huot [et al.] // Journal of Geophysical Research. – 2011. – Vol. 116. – C02007. 151. Mayer, L.M. Dissolved protein fluorescence in two Maine estuaries / L.M. Mayer, L.L. Schick, T.C. Loder // Marine Chemistry. – 1999. – Vol. 64, N 3. – P. 171–179. 152. McClelland, J.W. The Arctic Ocean Estuary / J.W. McClelland, R.M. Holmes, K.H. Dunton [et al.] // Estuaries and Coasts. – 2012. – Vol. 35. – P. 353–368. 153. Miller, W.L. Recent Advances in the Photochemistry of Natural Dissolved Organic Matter / W.L. Miller ; // Aquatic and Surface Photochemistry / G. R. Helz, R. G. Zepp, D. G. Crosby. – Ann Arbor : Lewis Publishers, 1994. – Chapter 7. – P. 111-127. 154. Mopper, K. Fluorescence as a possible tool for studying the nature and water column distribution of DOC components / K. Mopper, C.A. Schultz // Marine Chemistry. – 1993. – Vol. 41, N 1-3. – P. 229–238. 155. Münchow, A. The summer hydrography and surface circulation of the East Siberian shelf sea / A. Münchow, T. J. Weingartner, L. W. Cooper // J. Phys. Oceanogr. – 1999. – Vol. 29. – P. 2167-2182. 156. Murphy, K.R. Distinguishing between terrestrial and autochthonous organic matter sources in marine environments using fluorescence spectroscopy / K.R. Murphy, C.A. Stedmon, T.D. Waite [et al.] // Marine Chemistry. – 2008. – Vol. 108. – P. 40–58. 157. Neff, J. C. Seasonal changes in the age and structure of dissolved organic carbon in Siberian rivers and streams / J. C. Neff, J. C. Finlay, S. A. Zimov [et al.] // Geophysical Research Letters. – 2006. – Vol. 33. – L23401. 158. Nelson, N.B. Hydrography of chromophoric dissolved organic matter in the North Atlantic / N.B. Nelson, D.A. Siegel, C.A. Carlson [et al.] // Deep Sea Research I. – 2007. – Vol. 54. – P. 710-731. 115 159. Olsson, K. Input and biogeochemical transformation of dissolved carbon in the Siberian shelf seas / K. Olsson, L. G. Anderson // Continental Shelf Research. – 1997. – Vol. 17. – P. 819–833. 160. Opsahl, S. Major flux of terrigenous dissolved organic matter through the Arctic Ocean / S. Opsahl, R. Benner, R. M. W. Amon // Limnol. Oceanogr. – 1999. – Vol. 44. – P. 2017–2023. 161. Osburn, C.L. Photoreactivity of chromophoric dissolved organic matter transported by the Mackenzie River to the Beaufort Sea / C.L. Osburn, L. Retamal, W.F. Vincent // Marine Chemistry. – 2009. – Vol. 115. – P. 10–20. 162. Parlanti, E. Combined 3D-spectrofluorimetry, high performance liquid chromatography and capillary electrophoresis for the characterization of dissolved organic matter in natural waters / E. Parlanti, B. Morin, L. Vacher // Org. Geochem. – 2002. – Vol. 33. – P. 221–236. 163. Parlanti, E. Dissolved organic matter fluorescence spectroscopy as a tool to estimate biological activity in a coastal zone submitted to anthropogenic inputs / E. Parlanti, K. Wörz, L. Geoffroy [et al.] // Org. Geochem. – 2000. – Vol. 31. – P. 1765–1781. 164. Pipko, I. I. Interannual variability of air-sea CO2 fluxes and carbon system in the East Siberian Sea / I. I. Pipko, I. P. Semiletov, S. P. Pugach [et al.] // Biogeosciences. – 2011. – Vol. 8. – P. 1987-2007. 165. Pipko, I.I. Carbonate chemistry dynamics in Bering Strait and the Chukchi Sea / I.I. Pipko, I.P. Semiletov, P.Ya. Tishchenko [et al.] // Progress in Oceanography. – 2002. – Vol. 55, N 1-2. – P. 77-94. 166. Proshutinsky, A.Y. Two circulation regimes of the wind-driven Arctic Ocean / A.Y. Proshutinsky, M.A. Johnson // Journal Geophysical Research. – 1997. – Vol. 102. – P. 12493-12514. 167. Pugach, S. Tracing river runoff and DOC over the East Siberian Shelf using in situ CDOM measurements / S. Pugach, I. Semiletov, I. Pipko // Geophysical Research Abstracts. – 2010. – Vol. 12. – EGU2010-3793. 168. Pugach, S.P. Distribution of CDOM in the East-Siberian Sea / S.P. Pugach, I.I. Pipko, I.P. Semiletov // Proc. 24th International Symposium on the Okhotsk Sea & Sea Ice. – 2009. – P. 194-197. 116 169. Rachold, V. Modern terrigenous organic carbon input to the Arctic Ocean / V. Rachold, H. Eicken, V.V. Gordeev [et al.] // The Organic Carbon Cycle in the Arctic Ocean / Eds. R. Stein, R.W. Macdonald. – Berlin : Springer, 2004. – P. 33-56. 170. Rachold, V. Expedition to the Lena River in July-August 1994 / V. Rachold, J. Hemel, V. N. Korotaev // Rep. Polar Res. – 1995. – Vol. 182. – P. 181-195. 171. Repeta, D.J. Structure elucidation and characterization of polychlorinated biphenyl carboxylic acids as major constituents of chromophoric dissolved organic matter in seawater / D.J. Repeta, N.T. Hartman, S. John, [et al.] // Environ. Sci. Technol. – 2004. – Vol. 38. – P. 5373-5378. 172. Röttgers, R. Measurements of optical absorption by chromophoric dissolved organic matter using a point-source integrating-cavity absorption meter / R. Röttgers, R. Doerffer // Limnol. Oceanogr Method. – 2007. – Vol. 5. – P. 126–135. 173. Sanchez-Garcia, L. Characterisation of Three Regimes of Collapsing Arctic Ice Complex Deposits on the SE Laptev Sea Coast using Biomarkers and Dual Carbon Isotopes / L. Sanchez-Garcia, J.E. Vonk, A.N. Charkin [et al.] // Permafrost and Periglacial Processes. – 2014. – Vol. 25, N 3. – P. 172 - 183. 174. Sánchez-García, L. Distribution, sources and inventories of particulate organic carbon in the Laptev and East Siberian Seas / L. Sánchez-García, V. Alling, S. Pugach [et al.] // Global Biogeochemical Cycles. – 2011. – Vol. 25. – GB2007. 175. Savelieva, N.I. A climate shift in seasonal values of meteorological and hydrological parameters for Northeastern Asia / N.I. Savelieva, I.P.Semiletov, L.N. Vasilevskaya [et al.] // Prog. Oceanogr. – 2000. – Vol. 47, N 2–4. – P. 279–297. 176. Schirrmeister, L. Fossil organic matter characteristics in permafrost deposits of the northeast Siberian Arctic / L. Schirrmeister, G. Grosse, S. Wetterich [et al.] // Journal of Geophysical Research. – 2011. – Vol. 116. – G00M02. 177. Semiletov, I. P. Space-time dynamics of carbon and environmental parameters related to carbon dioxide emissions in the Buor-Khaya Bay and adjacent part of the Laptev Sea / I.P. Semiletov, N.E. Shakhova, I.I. Pipko [et al.] // Biogeosciences. – 2013. – Vol. 10, N 9. – P. 5977-5996. 178. Semiletov, I. P. On Carbon Transport and Fate in the East Siberian Arctic Land-ShelfAtmosphere System / I.P. Semiletov, N.E. Shakhova, V.I. Sergienko [et al.] // Environmental Research Letters. – 2012. – Vol. 7. – 015101. 117 179. Semiletov, I.P. Carbon transport by the Lena River from its headwaters to the Arctic Ocean, with emphasis on fluvial input of terrestrial particulate organic carbon vs. carbon transport by coastal erosion / I.P. Semiletov, I.I. Pipko, N.E. Shakhova [et al.] // Biogeosciences. – 2011. – Vol. 8. – P. 2407-2426. 180. Semiletov, I.P. Carbonate chemistry dynamics and carbon dioxide fluxes across the atmosphere-ice-water interfaces in the Arctic Ocean: Pacific sector of the Arctic / I.P. Semiletov, I.I. Pipko, I. Repina [et al.] // Journal of Marine Systems. – 2007. – Vol. 66, N 1-4. – P. 204-226. 181. Semiletov, I. The East-Siberian Sea as a transition zone between the Pacific origin water and local shelf water / I. Semiletov, O. Dudarev, V. Luchin [et al.] // Geophysical Research Letters. – 2005. – Vol. 32. – L10614. 182. Semiletov, I.P. The Dispersion of Siberian River Flows into Coastal Waters: Meteorological, Hydrological and Hydrochemical Aspects / I. P. Semiletov, N. I. Savelieva, G. E. Weller [et al.]; // The freshwater budget of the Arctic Ocean / ed. E.L. Lewis. – Dordrecht : Kluwer Academic Publishers, 2000. – P. 323-366. 183. Semiletov, I.P. Aquatic sources and sinks of CO2 and CH4 in the Polar Regions / I.P. Semiletov // J. Atmos. Sci. – 1999. – Vol. 56. – P. 286–306. 184. Sharp, J.H. Analyses of dissolved organic carbon in seawater: the JGOFS EqPac. methods comparison / J.H. Sharp, R. Benner, L. Bennet [et al.] // Marine Chemistry. – 1995. – Vol. 48. – P. 91–108. 185. Shiklomanov, A.I. Cold Region River Discharge Uncertainty - Estimates from Large Russian Rivers / A. I. Shiklomanov, T.I. Yakovleva, R.B. Lammers [et al.] // Journal of Hydrology. – 2006. – Vol. 326. – P. 231–256. 186. Shin, K.-H. Distribution of dissolved organic matter in the eastern Bering Sea, Chukchi Sea (Barrow Canyon) and Beaufort Sea / K.-H. Shin, N. Tanaka // Geophysical Research Letters. – 2004. – Vol. 31. – L24304. 187. Siegel, D. A. Global distribution and dynamics of colored dissolved and detrital organic materials / D. A. Siegel, S. Mauritorena, N. B. Nelson [et al.] // Journal of Geophysical Res. – 2002. – Vol. 107, C12. – 3228. 188. Skoog, A. Early diagenetic production and sediment-water exchange of fluorescent dissolved organic matter in the coastal environment / A. Skoog, P.O.J. Hall, S. Hulth [et al.] // Geochimica et Cosmochimica Acta. – 1996a. – Vol. 60. – P. 3421–3431. 118 189. Skoog, A. Photobleaching of fluorescence and the organic carbon concentration in a coastal environment / A. Skoog, M. Wedborg, E. Fogelquist // Marine Chemistry. – 1996b. – Vol. 55. – P. 333–345. 190. Sobek, A. Latitudinal fractionation of polychlorinated biphenyls in surface seawater along a 62°N–89°N transect from the southern Norwegian Sea to the North Pole area / A. Sobek, Ö. Gustafsson // Environ. Sci. Technol. – 2004. – Vol. 38. – P. 2746–2751. 191. Spencer, R.G.M. Detecting the signature of permafrost thaw in Arctic rivers / R.G.M. Spencer, P.J. Mann, T. Dittmar [et al.] // Geophysical Research Letters. – 2015. – Vol. 42. – P. 2830–2835. 192. Spencer, R. G. M. Source and biolability of ancient dissolved organic matter in glacier and lake ecosystems on the Tibetan Plateau / R. G. M. Spencer, W. Guo, P. A. Raymond [et al.] // Geochim. Cosmochim. Acta. – 2014. – Vol. 142. – P. 64–74. 193. Spencer, R.G.M. Utilizing chromophoric dissolved organic matter measurements to derive export and reactivity of dissolved organic carbon exported to the Arctic Ocean: A case study of the Yukon River, Alaska / R.G.M. Spencer, G.R. Aiken, K.D. Butler [et al.] // Geophysical Research Letters. – 2009. – Vol. 36. – L06401. 194. Stedmon, C.A. The supply and characteristics of colored dissolved organic matter (CDOM) in the Arctic Ocean: Pan Arctic trends and differences / C.A. Stedmon, R.M.W. Amon, A.J. Rinehart [et al.] // Marine Chemistry. – 2011. – Vol. 124. – P. 108– 118. 195. Stedmon, C.A. Characterizing dissolved organic matter fluorescence with parallel factor analysis: a tutorial / C.A. Stedmon, R. Bro // Limnol. Oceanogr. Method. – 2008. – Vol. 6. – P. 572–579. 196. Stedmon, C.A. Resolving the variability in dissolved organic matter fluorescence in a temperate estuary and its catchment using PARAFAC analysis / C.A. Stedmon, S.S. Markager // Limnol. Oceanogr. – 2005. – Vol. 50. – P. 686–697. 197. Stedmon, C.A. Tracing dissolved organic matter in aquatic environments using a new approach to fluorescence spectroscopy / C.A. Stedmon, S. Markager, R. Bro // Marine Chemistry. – 2003. – Vol. 82. – P. 239–254. 198. Stedmon, C.A. Optical properties and signatures of chromophoric dissolved organic matter (CDOM) in Danish coastal waters / C.A. Stedmon, S. Markager, H. Kaas // Estuar. Coast. Shelf Sci. – 2000. – Vol. 51. – P. 267–278. 119 199. Swan, C.M. Biogeochemical and hydrographic controls on chromophoric dissolved organic matter distribution in the Pacific Ocean / C.M. Swan, D.A. Siegel, N.B. Nelson [et al.] // Deep Sea Res I. – 2009. – Vol. 56. – P. 2175–2192. 200. Tarnocai, C. Soil organic carbon pools in the northern circumpolar permafrost region / C. Tarnocai, J. G. Canadell, E. A. G. Schuur [et al.] // Global Biogeochemical Cycles. – 2009. – Vol. 23. – GB2023. 201. The Organic Carbon Cycle in the Arctic Ocean / R. Stein, R.W. MacDonald (Eds.). – Berlin: Springier-Verlag, 2004. – 363 p. 202. Toole, D. A. Light-driven cycling of dimethylsulfide (DMS) in the Sargasso Sea: Closing the loop / D. A. Toole, D. A. Siegel // Geophysical Research Letters. – 2004. – Vol. 31. – L09308. 203. Twardowski, M.S. In-water instrumentation and platforms for ocean color remote sensing applications / M.S. Twardowski, , M. Lewis, A. Barnard, [et al.] / Remote Sensing of Coastal Aquatic Waters // R. Miller, C.E. Del-Castillo [Eds.]. – Dordrecht : Springer-Kluwer Pub., 2005. – P. 69–100. 204. Vonk, J.E. High biolability of ancient permafrost carbon upon thaw / J.E. Vonk, P.J. Mann, S. Davydov [et al.] // Geophysical Research Letters. – 2013a. – Vol. 40, N 11. – 2689-2693. 205. Vonk, J.E. Dissolved organic carbon loss from Yedoma permafrost amplified by ice wedge thaw / J.E. Vonk, P.J. Mann, K.L. Dowdy [et al.] // Environmental Research Letters. – 2013b. – Vol. 8. – P. 1-9. 206. Vonk, J. E. Activation of old carbon by erosion of coastal and subsea permafrost in Arctic Siberia / J. E. Vonk, L. Sánchez-García, B. E. van Dongen [et al.] // Nature. – 2012. – Vol. 489. – 137-140. 207. Vonk, J.E. Molecular and radiocarbon constraints on sources and degradation of terrestrial organic carbon along the Kolyma paleoriver transect, East Siberian Sea / J.E. Vonk, L. Sánchez-García, I. Semiletov [et al.] // Biogeosciences. – 2010. – Vol. 7. – P. 3153–3166. 208. Walker, S.A. The use of PARAFAC modeling to trace terrestrial dissolved organic matter and fingerprint water masses in coastal Canadian Arctic surface waters / S.A. Walker, R.M.W. Amon, C. Stedmon [et al.] // Journal of Geophysical Research. – 2009. – Vol. 114. – G00F06. 120 209. Wang, Y. Characterization and spatial distribution variability of chromophoric dissolved organic matter (CDOM) in the Yangtze Estuary / Y. Wang, D. Zhang, Z. Shen [et al.] // Chemosphere. – 2014. – Vol. 95. – P. 353–362. 210. Wanninkhof, R. Relationship between wind speed and gas exchange over the ocean / R. Wanninkhof // Journal of Geophysical Research. – 1992. – Vol. 97. – P. 7373-7382. 211. Wanninkhof, R. A cubic relationship between air-sea CO2 exchange and wind speed / R. Wanninkhof, W.R. McGillis // Geophysical Research Letters. – 1999. – Vol. 26. – P. 1889-1892. 212. Weingartner, T. J. The Siberian Coastal Current: A wind and buoyancy-forced arctic coastal current / T.J. Weingartner, S. Danielson, Y. Sasaki [et al.] // Journal of Geophysical Research. – 1999. – Vol. 104. – P. 29697 – 29713. 213. Weishaar, J.L. Evaluation of specific ultraviolet absorbance as an indicator of the chemical composition and reactivity of dissolved organic carbon / J.L. Weishaar, G.R. Aiken, B.A. Bergamaschi [et al.] / Environ. Sci. Technol. – 2003.– Vol. 37. – P. 4702– 4708. 214. Zepp, R. Effects of enhanced ultraviolet radiation on biogeochemical cycles / R. Zepp, T. V. Callaghan, D. J. J. Erickson // Journal of Photochem. Photobiol. – 1998. – Vol. 46. – P. 69-82. 215. Zimov, S. A. Permafrost and the global carbon budget / S. A. Zimov, E. A. G. Schuur, F. S. Chapin // Science. – 2006a. – Vol. 312. – P. 1612–1613. 216. Zimov, S. A. Permafrost carbon: Stock and decomposability of a globally significant carbon pool / S. A. Zimov, S. P. Davydov, G. M. Zimova [et al.] // Geophysical Research Letters. – 2006b – Vol. 33. – L20502.

Пугач Светлана Петровна - Тихоокеанский океанологический

Related documents

Products

Support

Пугач Светлана Петровна - Тихоокеанский океанологический

Related documents

Add this document to collection(s)

Add this document to saved

Suggest us how to improve StudyLib