Dissolved inorganic carbon (δ13С(DIC), [DIC]) in the waters of western part of Bering Sea

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Растворенный неорганический углерод (DIC ¹) играет важнейшую роль в медиации процессов, протекающих на границе раздела океан-атмосфера, фотосинтеза и дыхания, а также минерализации органического вещества и растворения карбонатов (например, [40] и другие обзоры). Большинство этих процессов протекает одновременно, и, кроме того, на них накладывается физический перенос DIC, который может быть как латеральным, так и вертикальным – например, с течениями или при перемешивании водных масс в зонах апвеллинга. В зависимости от глубины, одни процессы могут быть редуцированы, а другие выходят на первый план и контролируют изотопный состав и концентрацию DIC. В поверхностных водах взаимодействие с СО₂ атмосферы, первичная продукция (ПП) и окисление органического вещества (ОВ) являются главными факторами, контролирующими [DIC] и δ¹³С(DIC) [38, 42, 44 и другие работы]. В полярных акваториях, особенно в зоне шельфа, на концентрационную и изотопную систему DIC поверхностных вод оказывают влияние процессы формирования льда и опреснения континентальным стоком [1, 6]. В глубинных водах актуальными остаются лишь процессы окисления ОВ и физический перенос, что позволяет использовать величины δ¹³С(DIC) как консервативный трассер водной массы [10, 25, 34].

В акватории западной части Берингова моря протекает весь спектр вышеуказанных процессов, и их интенсивность неравномерно распределена по глубине водной толщи. Цель настоящей работы определить контролирующие факторы изотопного состава углерода и концентрации DIC в толще вод данной акватории. Воды Берингова моря имеют особое значение для Северного Ледовитого Океана, поскольку они богаты не только компонентами, положительно влияющими на первичную продукцию [4, 5, 10, 13, 16 и др.], но и содержат повышенные концентрации DIC, являющиеся атрибутом тихоокеанских вод. Этот фактор играет большую роль в процессах подкисления вод СЛО (acidification, например, [17, 57] и другие работы). Акватория западной части Берингова моря отличается крайне слабой изученностью в отношении изотопной геохимии вод несмотря на то, что в этой части моря находятся продуктивный Корякский шельф и Командорские острова. В целом, для Берингова моря опубликовано совсем немного изотопных данных, в основном они были получены для вод соседних акваторий: либо для севера Тихого океана [10, 19, 23, 45, 49, 51, 52], либо для тихоокеанского сектора СЛО, Чукотского моря и акваторий, примыкающих к побережью Аляски [12, 18, 36, 47 и другие работы].

Наши исследования восполняют пробел в знаниях об изотопных характеристиках и концентрации DIC в западной части Берингова моря. Материал был отобран в районах Корякского шельфа и Чукотского континентального склона, а также у Командорских островов. Изученные образцы характеризуют не только широкий диапазон глубин (10–4291 м), но и разные геохимические обстановки – от мелководных зон высокой биопродуктивности на шельфе, до промежуточных и глубинных вод зоны континентального склона.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Материалы

Водные пробы для данной работы были отобраны в западной части Берингова моря летом 2018 года (82-й рейс НИС “Академик Лаврентьев”) в двух районах: первый район (ПОЛ) – полигон из 19 станций, расположен в зоне Чукотского континентального склона и Корякского шельфа между Олюторским мысом и мысом Наварин, второй район (КОМ) – группа из 7 станций в районе Командорских островов (рис. 1). Оба района находятся в зоне действия циклонического Беринговоморского течения, часть вод которого поступает в зону шельфа, примыкающую к Берингову проливу [14, 20, 24, 32, 48 и другие работы]. Район КОМ, в отличие от ПОЛ, существенно отдален от побережья – источника сноса с континента биогенных компонентов. Чтобы исключить влияние вариабельных локальных характеристик, в работе не рассматриваются пробы, отобранные на глубинах менее 10 м.

 

Рис. 1. Расположение станций, на которых были отобраны образцы вод западной части Берингова моря в ходе 82 рейса НИС “Академик Лаврентьев” (июнь-июль 2018 г.). Районы: 1 – ПОЛ, 2 – КОМ. Течения – по работам [13, 20, 24, 32, 48].

 

В водах всех образцов был выполнен изотопный анализ кислорода и водорода [2], что позволило на основе изотопных и термохалинных характеристик выделить типы водных масс. Параметры DIC, определенные в настоящей работе, были рассчитаны как характеристики этих водных масс, краткое описание которых приведено ниже. Изотопные и концентрационные характеристики DIC для разных типов вод суммированы в таблице 1, где приведены остальные параметры водных масс (Т, S, δ¹⁸О, δD). Для вод небольших глубин характерны небольшие различия в зависимости от района, поэтому в таблице для неглубоких вод ПОЛ и КОМ им отведены отдельные строки. Промежуточные и глубинные воды для этих районов идентичны. Обобщенная TS диаграмма с обозначением типов вод и вариациями δ¹³С(DIC) и [DIC] показанными цветом, приведены на рис. 2.

 

Рис. 2. TS диаграммы, на которых цветовая шкала соответствует величинам δ¹³С(DIC) (а) и [DIC] (б). Обозначения вод: BsSW – субповерхностные; DtW – дихотермальные; MtW – мезотермальные; BSSWt, b – промежуточные верхние и нижние, BSDW – глубинные воды Берингова моря [2].

 

Таблица 1. Термохалинные характеристики, изотопные параметры и концентрации DIC основных типов вод западной части Берингова моря

Тип вод, локация	Глубина, м	Соленость, епс	Т, °С	δ18O, ‰	δD, ‰	δ13C(DIC), ‰	[DIC], μмоль/кг
BsSW (KOM)	10–92	33.04 ± 0.03	4.43 ± 0.23	–0.63 ± 0.14	–5.9 ± 0.4	+1.17 ± 0.10	2150 ± 40
BsSW (ПОЛ)	10–50	32.83 ± 0.09	8.22 ± 2.04	–0.75 ± 0.15	–6.4 ± 0.4	+2.19 ± 0.83	1990 ± 90
DtW (KOM)	92–119	33.08 ± 0.03	1.85 ± 0.13	–0.61 ± 0.11	–5.5 ± 0.4	+0.53 ± 0.07	2170 ± 50
DtW (ПОЛ)	50–159	33.00 ± 0.03	2.58 ± 0.29	–0.61 ± 0.06	–5.6 ± 0.2	+0.55 ± 0.11	2160 ± 40
MtW	138–351	33.66 ± 0.11	4.07 ± 0.09	–0.40 ± 0.12	–3.6 ± 0.5	–0.26 ± 0.14	2300 ± 50
BSSWt	239–874	33.83–34.3	3.01–3.95	–0.47…–0.06	–4.0…–1.3	–0.7…–0.3	2280–2500
BSSWb	998–2418	34.49 ± 0.08	2.22 ± 0.36	–0.11 ± 0.04	–2.2 ± 0.3	–0.29 ± 0.14	2430 ± 60
BSDW	2803–4291	34.64 ± 0.01	1.58 ± 0.07	–0.06 ± 0.03	–1.9 ± .01	+0.12 ± 0.19	2430 ± 30

 

Методы

Отбор проб проведен батометрами Нискина океанографического зонда с комплексом Rosette SBE32. На каждой станции опробованы горизонты от поверхности до дна, глубина опробования варьировала от 10 до 4291 м. При отборе проводилось гидрофизическое зондирование, по результатам которого для каждого образца были определены температура и соленость. Расчет потенциальной температуры и условной плотности проведен с помощью программного обеспечения ODV [41].

Пробы отбирались в 12-мл стеклянные пробирки (Labco ltd.), уплотняемые мембраной из бутиловой резины. Биологическая деятельность в них подавлялась добавлением 20 мкл насыщенного раствора HgCl₂. Герметично закрытые пробирки с пробами хранились в холодильнике (+4°C) до проведения анализа.

Изотопный состав растворенного неорганического углерода в пробах вод Восточно-Сибирского моря изучался методом масс-спектрометрии в непрерывном потоке гелия (CF-IRMS) на приборе DELTA V+ (Thermo, Германия) c опцией GasBenchII. Одновременное определение величин δ¹³С(DIC) и [DIC] проводилось в порции СО₂, выделенной из одного и того же образца морской воды после его обработки ортофосфорной кислотой [15]. Концентрации DIC определялись методом калибровки площадей хроматографических пиков с использованием серии калибровочных растворов NaHCO₃. Калибровка измеренных величин δ¹³С(DIC) относительно VPDB проводилась с помощью международных стандартов NBS19 и NBS18. Величины δ¹³С(DIC) определены с точностью ± 0.05‰ (1σ), [DIC] – с относительной погрешностью 4.5%. Измеренные величины δ¹³С – выражены в шкале VPDB, а концентрации DIC – в μмоль/кг (микромоль · кг^–1). Результаты измерений вместе с гидрофизическими данными приведены в таблице электронного приложения (SM-1_DIC.xlsx).

Строение водной толщи западной части Берингова моря

По TS характеристикам воды ПОЛ и КОМ аналогичны летним водам Камчатского течения, водам Охотского моря и западного субарктического кругового течения [27, 29, 48, 53]. Для них характерно наличие слоя так называемых дихотермальных вод (DtW [27, 28]) – вод, имеющих минимальную температуру по сравнению с выше- и нижерасположенными водами, т.е. своеобразный холодный слой [46]. Эти холодные воды формируются в процессе осенне-зимней конвекции (например, [54] и другие работы), занимая глубины от поверхности до 150–200 м. Летом и осенью верхняя граница DtW понижается до 20–60 м за счет опреснения и прогрева поверхностного слоя [3, 33, 43]. Среди изученных образцов минимальная температура DtW для КОМ оказалась несколько ниже, чем для ПОЛ (1.85 и 2.58°С соответственно), а глубины нахождения ядер этих вод составили 100–120 и 120–160 м соответственно. Слой летних субповерхностных вод, экранирующий от атмосферы дихотермальные воды, назван здесь сокращенно BsSW (Bering subSurface Waters).

Непосредственно под DtW расположены более теплые и соленые мезотермальные воды (MtW [46]), T и S которых составляют ≈ 4°С и ≈ 33.7 епс соответственно. Между водами MtW и глубинными водами BSDW (Bering Sea Deep Waters) расположены промежуточные воды, термохалинные и изотопные характеристики которых меняются от характеристик MtW до характеристик BSDW. Эти воды обозначены здесь как BSSW (Bering Sea Slope waters) согласно имеющимся в литературе классификациям [13, 22, 55]. В соответствии с поведением величин δ¹⁸О и δD, водная масса BSSW была разделена нами [2] на верхнюю и нижнюю часть (BSSWt и BSSWb), граница между которыми находится на глубине ≈ 1000 м.

Воды BSDW расположены на глубинах более 2800 м, имеют высокую условную плотность (σ0 = 27.75), постоянные потенциальную температуру (около 1.5°С), соленость (выше 34.6 епс) и крайне малые вариации величин δ¹⁸О и δD [2].

РЕЗУЛЬТАТЫ

Вертикальное распределение δ¹³С(DIC) и [DIC] в водах западной части Берингова моря

Особенностью вертикального распределения величин δ¹³С(DIC) в западной части Берингова моря является резкая граница между DtW и MtW – в обоих районах воды дихотермального слоя и лежащие над ними субповерхностные воды имеют положительные значения δ¹³С(DIC). Переход к MtW сопровождается сменой знака величины δ¹³С(DIC) на отрицательный (табл. 1), а также резким возрастанием концентрации DIC в мезотермальном слое (примерно на 150 μмоль/кг, табл. 1). Положительные величины δ¹³С(DIC) вновь появляются только в глубинных водах, таким образом, отрицательные величины δ¹³С(DIC) можно назвать своеобразным трассером промежуточных вод (≈ 200–2500 м) в западной части Берингова моря. На глубине ≈ 500 м величины δ¹³С(DIC) достигают минимальных значений, после чего вновь возрастают. Как вверх, так и вниз по разрезу водной толщи возрастание величины δ¹³С(DIC) происходит почти линейно (рис. 3а). В целом, вертикальное распределение δ¹³С(DIC) близко к наблюдаемому в Тихом океане – на рисунке для сравнения в виде залитых полей приведены наиболее свежие литературные данные (Ge et al., 2022) для разреза вдоль 150-го меридиана в интервале 13–40° с.ш. По сравнению с этими данными можно отметить расположение углеродного изотопного минимума на минимальной глубине (≈ 500 м) и тенденцию к более высоким величинам δ¹³С(DIC) в глубинных водах Берингова моря.

Концентрации DIC возрастают с ростом глубины до 1000 м (рис. 3б), после чего остаются постоянными, варьируя в интервале 2400–2500 μмоль/кг. Такое распределение [DIC] указывает на процесс гомогенизации вод, вызванный вертикальным переносом, что полностью согласуется с поведением изотопных трассеров воды δ¹⁸О и δD [2]. На рис. 3б нанесена линия среднего содержания DIC в водах океана (2200 μмоль/кг, [7]), по отношению к которой практически все воды MtW, BSSW и BSDW, расположенные глубже 150 м, заметно обогащены растворенным неорганическим углеродом. В целом, положение уровня концентраций DIC≈2200 μмоль/кг приходится на границу между DtW и MtW, показывая, что дихотермальные и субповерхностные воды “истощены”, а нижележащие воды, напротив, обогащены DIC относительно среднего уровня концентраций в арктических водах. Наблюдаемые величины δ¹³С(DIC) имеют ярко выраженный минимум в области глубин 500–1000 м (рис. 3а) с почти линейным возрастанием значений как вверх, так и вниз по профилю, в то время как [DIC] с глубиной меняется монотонно (рис. 3б). По сравнению с тихоокеанскими водами (залитое поле на рис. 3б), в Беринговом море наблюдаются более высокие величины [DIC] почти во всем интервале глубины – примерно до 3000 м.

 

Рис. 3. Распределение с глубиной изотопного состава углерода (а) и концентрации (б) растворенного неорганического углерода (DIC) в водах западной части Берингова моря (поверхностные летние воды не показаны). Пунктиры – нулевое значение δ¹³С(DIC) и средняя концентрация DIC в водах океана [7]. Залитые поля – соответствующие данные для тихоокеанского разреза вдоль меридиана 150° в.д. в интервале 13–40° с.ш. (отбор 2019 г. [19]).

 

Для районов ПОЛ и КОМ наблюдается различие в положении и величине изотопно-углеродного минимума. В районе Корякского шельфа и континентального склона (ПОЛ) в водах всех станций, независимо от их расположения и глубины, прослеживается общая последовательность изменения δ¹³С(DIC), в которой минимум приходится на горизонт около 500 м (рис. 4а) даже на станциях, существенно удаленных от береговой линии (ст. 31, 36, 45, 47). Минимальные величины δ¹³С(DIC) варьируют от станции к станции от –0.32‰ до –0.7‰, и наименьшая из них (–0.7‰) наблюдается в зоне начала континентального склона (ст. 30) на глубине 481 м. Среднее значение минимума δ¹³С(DIC) составляет –0.48‰ по данным для 16 станций. В районе Командорских островов минимальные величины δ¹³С(DIC) варьируют слабо, от –0.38‰ до –0.46‰, для двух мелководных станций (10, 11) получены одинаковые значения минимума, равные –0.53‰. Однако, при стабильном значении δ¹³С(DIC)-минимума, для этого района наблюдается различие в глубине его расположения (рис. 4б), связанное с географической широтой. При отсутствии надежной статистики (всего 7 станций) трудно говорить о корректном тренде, но тенденция очевидна (рис. 5): при движении с юга на север вдоль меридиана 167.127–167.421° в.д. положение изотопного минимума углерода DIC становится более глубоким.

 

Рис. 4. Положение изотопно-углеродного минимума в районе Корякского шельфа и Чукотского склона (а) и в районе Командорских островов (б).

 

Рис. 5. Глубина положения δ¹³С(DIC)-минимума в районе Командорских островов в зависимости от географической широты.

 

Аналогичное “заглубление” минимума в распределении величин δ¹³С(DIC) в том же направлении было установлено на 30–40° с.ш. вдоль меридиана 150° в.д. [19].

Распределение δ¹³С(DIC) и [DIC] в зависимости от солености

Концентрация DIC почти линейно возрастает с ростом солености, достигая максимальных значений в водах BSDW (рис. 6а). Экстраполяция линейным трендом на нулевую соленость дает нереальные отрицательные значения [DIC], что не поддерживает версию о поступлении DIC вместе с каким-либо пресноводным компонентом. Вероятно, линейная связь концентрации DIC и солености вызвана другими причинами, например, смешением глубинных и дихотермальных вод, которое наблюдается практически на всех глубинах.

В зависимости от солености величины δ¹³С(DIC) ведут себя нелинейно (рис. 6б), зеркально повторяя вид зависимости потенциальной температуры от солености (рис. 2). Минимальные величины δ¹³С(DIC) приурочены к области S ≈ 34 епс, что относится к верхней части промежуточных вод. Интересно, что и для [DIC], и особенно для δ¹³С(DIC), заметен вертикальный разброс значений в двух узких диапазонах солености, соответствующих дихотермальным и глубинным водам (рис. 4а, б).

 

Рис. 6. Распределение концентрации (а) и изотопного состава углерода (б) DIC в зависимости от солености. Обозначения вод – см. текст и табл. 1.

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Субповерхностные воды западной части Берингова моря: первичная продукция и окисление органического углерода на фоне изотопного обмена с СО₂ атмосферы

Поскольку в поверхностных и субповерхностных морских водах основными процессами, контролирующими изотопный состав углерода и концентрацию DIC являются обмен с СО₂ атмосферы (АТМ), ПП и окисление ОВ [38, 42, 44 и другие работы], измеренные величины δ¹³С(DIC) и [DIC] являются динамической суммой трех составляющих. Если процесс АТМ направлен к достижению конкретных величин δ¹³С(DIC) и [DIC], отвечающих равновесию в системе “DIC–CO₂(g)”, то ПП и окисление ОВ приводят к противоположным изменениям как δ¹³С(DIC), так и [DIC]. При ПП величина δ¹³С(DIC) возрастает из-за преимущественного потребления изотопно-“легкого” углерода, при этом снижается концентрация DIC. При окислении ОВ происходит разложение органического вещества с участием растворенного кислорода:

СН₂О + О₂ → СО₂ + Н₂О,

которое приводит к снижению величин δ¹³С(DIC) из-за окисления изотопно-легкого органического углерода, и к возрастанию концентрации DIC.

Для расчетов мы приняли в качестве нулевой точки составы, отвечающие равновесию с СО₂ современной атмосферы, считая, что ПП и окисление ОВ оказывают влияние на величину δ¹³С(DIC), отклоняя ее от равновесия с СО₂ атмосферы в ту или иную сторону. В этом случае изотопный и концентрационный сдвиг DIC относительно этой точки определяется соотношением интенсивности процессов ПП и окисления ОВ. В литературе часто используют обратный подход, в котором “биологический” фактор учитывается по концентрации фосфат-иона, чтобы выявить степень отклонения наблюдаемых величин от равновесия с СО₂ атмосферы [10, 11, 23, 37, 45].

В наших расчетах основным допущением является тезис о том, что если бы не протекали процессы ПП и окисление ОВ, то изотопное равновесие DIC с СО₂ атмосферы имело бы место, по крайней мере, в субповерхностных и дихотермальных водах. Известно, что установление равновесия DIC–СО₂(g) требует определенного времени контакта морской воды с атмосферой (не менее 10 лет для слоя воды мощностью 50 метров, [8, 26, 44]). Это условие выполняется в акваториях, удаленных от источников интенсивного опреснения, например, от зон речного стока. В арктической зоне мешающим фактором обмена на границе океан-атмосфера является становление льда, но в западной части Берингова моря, где в зимнее время активны процессы ветрового сноса льда, вероятность установления равновесия СО₂ атмосферы и верхнего слоя вод является высокой. Особенно это касается поверхностных и дихотермальных вод, поскольку первые постоянно находятся в зоне активного взаимодействия с атмосферой, а вторые подвергаются ее непосредственному воздействию в процессе деятельности зимних полыней. Расчет величин δ¹³С(DIC)_АТМ, которые отвечают равновесию с современным изотопным составом углерода СО₂ атмосферы, проведен с использованием уравнения фракционирования изотопов углерода в системе “DIC–CO₂(g)” [56]:

α (DIC – CO₂ ) = 1.01051 – 1.05 ∙ 10^–4 ∙ t, (1)

$\begin{array}{c}{\delta }^{13}\text{C}{\left(\text{DIC}\right)}_{\text{ATM}}\approx 1000\times Ln\left(\alpha \left(\text{DIC}-{\text{CO}}_2\right)\right)+\\ +{\delta }^{13}\text{C}\left({\text{CO}}_2\right),\end{array}$ (2)

где t – температура в градусах Цельсия, α(DIC–CO₂) – коэффициент фракционирования изотопов углерода в этой системе, и δ¹³С(СО₂) – изотопный состав углерода СО₂ современной атмосферы. Эта величина непостоянна из-за антропогенного влияния (т. н. эффект Зюсса [9, 21, 35 и другие работы]). По данным станции наблюдений Бэрроу на Аляске (http://www.esrl.noaa.gov/gmd/) в 2010 году среднегодовое значение δ¹³С(СО₂) составляло –8.5‰, а в 2019 – уже –8.7‰. На момент отбора проб, фигурирующих в настоящей работе, было принято промежуточное значение –8.6‰.

Рассчитанные величины δ¹³С(DIC)_АТМ для вод района КОМ лежат в узком интервале +1.4…+1.6‰, а для района ПОЛ – в интервале +0.9…+1.6‰. Это различие определяется разной температурой воды, которая в районе ПОЛ варьирует сильнее. Средние наблюдаемые величины δ¹³С(DIC) в субповерхностных водах этих районов близки к равновесию с атмосферой (+1.17 ± 0.1‰ и +2.19 ± 0.83‰ соответственно), но в целом для района КОМ величины δ¹³С(DIC) немного ниже, а для района ПОЛ – выше, чем оценки равновесных значений. Возможно, это связано с разной интенсивностью процессов первичной продукции в поверхностных водах, которая для этих районов заведомо различается, поскольку ПОЛ – это зона шельфа, где выше температура субповерхностных вод и присутствует сток биогенных компонентов с континента, а КОМ – зона открытого моря с более низкой температурой субповерхностных вод (табл. 1).

Для количественной оценки соотношения активности процессов ПП и окисления ОВ, мы использовали величину Δ¹³С(DIC)_АТМ – отклонение измеренных величин δ¹³С(DIC) от изотопного равновесия с СО₂ атмосферы:

Δ¹³С (DIC)_АТМ = δ¹³С (DIC) – δ¹³С (DIC)_АТМ, ‰ (3)

В отсутствие процессов ПП и окисления ОВ отклонение Δ¹³С(DIC)_АТМ должно отвечать изотопному равновесию с СО₂ атмосферы, т.е. Δ¹³С(DIC)_АТМ=0. То же нулевое значение может быть получено и в случае, когда ПП и окисление ОВ приводят к равному по абсолютной величине, но разному по знаку воздействию на δ¹³С(DIC). Такая ситуация возможна, но, вероятно, является редкой. В остальных случаях при положительном значении Δ¹³С(DIC)_АТМ можно говорить о преобладании процессов первичной продукции, а при отрицательном – о более высокой активности процессов окисления органического вещества. Из вида уравнения (3) следует, что преобладание процессов окисления ОВ может иметь место и в водах с положительными измеренными значениями δ¹³С(DIC), как это и происходит в субповерхностных водах КОМ.

В субповерхностных водах района ПОЛ наблюдаются максимальные величины δ¹³С(DIC), достигающие +3.08‰, что, безусловно, указывает на активную первичную продукцию, протекающую на шельфе Берингова моря в летнее время. Однако, даже в зоне шельфа преобладание активности процессов ПП (Δ¹³С(DIC)_АТМ > 0) наблюдается только в самой верхней части вод, на глубинах менее 20 м (рис. 7а). С увеличением глубины над процессом первичной продукции начинает уверенно преобладать процесс окисления органики (Δ¹³С(DIC)_АТМ < 0), и уже на глубине ≈ 40 м величина Δ¹³С(DIC)_АТМ выходит на примерно постоянное значение (≈ –1‰) которое сохраняется постоянным в дихотермальных водах (рис. 7а).

 

Рис. 7. Отклонение величин δ¹³С (а) и концентрации DIC (б) от равновесия с СО₂ современной атмосферы в субповерхностных (1) и дихотермальных (2) водах Берингова моря.

 

Ситуация, отраженная на рис. 7а, указывает на смешение DIC субповерхностных летних вод с водами дихотермального слоя, который выступает в роли своеобразного поставщика DIC в зону активной первичной продукции. Этот вывод, а также отсутствие влияния других процессов, кроме ПП и окисления ОВ, протекающих на фоне обмена с СО₂ атмосферы, подтверждается наличием значимой корреляции сдвига Δ¹³С(DIC)_АТМ с концентрацией [DIC] (R^2 = 0.821, n = 32, рис. 7б). Действительно, ПП сопровождается уменьшением концентрации DIC из-за потребления углерода микроорганизмами, что отчетливо проявлено в высокопродуктивных субповерхностных водах Корякского шельфа (район ПОЛ): величина [DIC]=1990 ± 90 μмоль/кг для них заметно ниже, чем в подстилающих дихотермальных водах (2160 ± 40), в то время как для района КОМ это различие практически отсутствует (табл. 1).

Наличие корреляции величин Δ¹³С(DIC)_АТМ и [DIC] (рис. 7б) позволяет определить усредненную величину [DIC]_АТМ – т.е. концентрацию DIC, характерную для равновесия с атмосферой конкретных субповерхностных вод изученного района во время наблюдений. Величина [DIC]_АТМ, соответствующая пересечению тренда с линией ординат, составляет 2106 μмоль/кг. Относительно этой величины почти все дихотермальные и субповерхностные воды показывают преобладание процесса окисления ОВ над ПП ([DIC] > 2106 μмоль/кг), за исключением субповерхностных вод ПОЛ, в которых наблюдается дефицит DIC, вызванный активным потреблением при первичной продукции.

Для дихотермальных вод характерен почти постоянный отрицательный изотопный сдвиг углерода (Δ¹³С(DIC)_АТМ = –1.1 ± 0.2‰) при концентрации, которая превышает [DIC]_АТМ в среднем на 65 ± 47 μмоль/кг. Как показывает расчет, эти сдвиги могут быть получены при разложении органического вещества с величинами δ¹³С ≈ –23 ± 1‰, что соответствует составам морского органического вещества в данном регионе [31, 40, 45, 50 и другие работы].

Промежуточные и глубинные воды западной части Берингова моря: окисление органического вещества на фоне вертикального перемешивания вод

Для промежуточных и глубинных вод поведение изотопной и концентрационной системы DIC подчиняется двум основным процессам – вертикальному перемешиванию и окислению органического вещества. Следовательно, чтобы оценить истинные изотопные и концентрационные сдвиги в составе DIC, связанные с окислением органического вещества на конкретных горизонтах промежуточных и глубинных вод, необходимо учесть изменения параметров, связанные с консервативным смешением вод. Численные параметры конечных членов смешения приняты в соответствии с наблюдениями (рис. 3, 6, 7), которые указывают на смешение глубинных вод (BSDW) с водами дихотермального слоя (DtW). При расчете использовались соответствующие данные из табл. 1. Величины δ¹³С(DIC)_х и [DIC]_х, которые отвечают разным пропорциям двухкомпонентного смешения, рассчитывались по уравнениям материального баланса:

${\left[\text{DIC}\right]}_x=x{\left[\text{DIC}\right]}_{\text{BSDW}}+\left(1-x\right){\left[\text{DIC}\right]}_{\text{DtW}}$ (4)

${\delta }^{13}\text{C}{\left(\text{DIC}\right)}_x=\left(\frac{1}{{\left[\text{DIC}\right]}_x}\right)\left(x{\delta }^{13}\text{C}{\left(\text{DIC}\right)}_{\text{BSDW}}\times {\left[\text{DIC}\right]}_{\text{BSDW}}+\left(1-x\right){\delta }^{13}\text{C}{\left(\text{DIC}\right)}_{\text{DtW}}{\left[\text{DIC}\right]}_{\text{DtW}}\right)$

${\delta }^{13}\text{C}{\left(\text{DIC}\right)}_x=\left(\frac{1}{{\left[\text{DIC}\right]}_x}\right)\left(x{\delta }^{13}\text{C}{\left(\text{DIC}\right)}_{\text{BSDW}}\times {\left[\text{DIC}\right]}_{\text{BSDW}}+\left(1-x\right){\delta }^{13}\text{C}{\left(\text{DIC}\right)}_{\text{DtW}}{\left[\text{DIC}\right]}_{\text{DtW}}\right)$ (5)

где х – доля вод BSDW, рассчитанная по изменению солености:

$x=\frac{S-S_{\text{DtW}}}{S_{\text{BSDW}}-S_{\text{DtW}}}$. (6)

Результаты расчета в сравнении с наблюдаемыми величинами δ¹³С(DIC) и [DIC] показаны на рис. 8, откуда следует, что интенсивность процессов окисления органики меняется с глубиной. Максимальное отклонение измеренных величин δ¹³С(DIC) от расчета, соответствующее максимальной интенсивности окисления ОВ, наблюдается в области глубин ≈ 500 м. Далее интенсивность окисления ОВ постепенно снижается и становится незначительной на глубине ≈ 3000 м (рис. 8а). Концентрационный сдвиг [DIC] вправо от расчетного тренда поддерживает вывод о преобладании окисления ОВ во всем интервале промежуточных и глубинных вод (рис. 8б).

 

Рис. 8. Величины δ¹³С(DIC) и [DIC] в промежуточных и глубинных водах Берингова моря: 1 – наблюдаемые, 2 – рассчитанные по модели консервативного смешения BSDW и DtW (см. текст).

 

Суммарный эффект процессов первичной продукции и окисления органического вещества

Расчет позволяет отделить биологические и химические факторы от хорошо известных физических процессов, таких как равновесие с СО₂ атмосферы и консервативного смешения. Рассчитанные величины Δ¹³С(DIC) подразумевают, что влияние физических процессов учтено, поэтому они должны показывать только соотношение ПП и окисления ОВ. Величины Δ¹³С(DIC), рассчитанные для вод на всех глубинах, приведены на рис. 9, где также отмечены условные границы типов вод, циркулирующих в западной части Берингова моря.

 

Рис. 9. Рассчитанная величина отклонения от физических моделей для всего интервала глубины изученных вод: 1 – отклонение от составов, определяемых равновесием с СО2 современной атмосферы, 2 – отклонение от модели консервативного смешения. Обозначения вод – см. табл. 1.

 

Видно, что наибольшее отрицательное отклонение от физических процессов наблюдается в пределах слоя дихотермальных вод, и это отклонение превышает величину изотопного минимума в районе глубины ≈ 500 м. По-видимому, изотопный сдвиг углерода, проявленный в дихотермальных водах, обусловлен не только окислением ОВ, но и дополнительным физическим фактором, кроме изотопного уравновешивания с СО₂ атмосферы.

В координатах Δ¹³С(DIC) – Δ[DIC] (рис. 10), которые показывают расчетные отклонения от физических процессов как по изотопному составу, так и по концентрации DIC, основная часть данных попадает во II-й квадрант, который характерен для окисления ОВ. На диаграмме приведены линии, которые соответствуют изменению величин Δ¹³С(DIC) и Δ[DIC] при окислении ОВ с величинами δ¹³С от –20 до –24‰ [31, 40, 45, 50]. Наклон этих линий не соответствует расположению полей, относящихся к разным типам вод (рис. 10), за исключением субповерхностных вод, ожидаемо занимающих широкий интервал как в IV-м (что соответствует ПП), так и во II-м квадрантах. Все остальные воды характеризуются очень небольшими вариациями Δ¹³С(DIC) при примерно одинаковых концентрационных сдвигах. В целом, для них наблюдается добавка DIC, не превышающая 150 μмолей/кг. Таким образом, для каждого типа вод формируется горизонтальное поле на рис. 10, которое не соответствует наклону линий, вдоль которых должны эволюционировать составы только за счет окисления ОВ. Это несоответствие, по-видимому, является результатом неучтенного процесса, влияющего, прежде всего, на изменение концентрации DIC, и не оказывающего существенного влияния на величины δ¹³С(DIC). С большой степенью вероятности этим процессом является модификация вод, вызванная формированием льда, которая приводит к концентрированию DIC в подледной воде [30, 39].

 

Рис. 10. Отклонение от физических моделей изотопного состава углерода и концентрации DIC для вод разного типа: I – субповерхностные воды (BsSW), II – глубинные воды BSDW, III, IV – промежуточные и глубинные воды (MtW, BSSWt, BSSWb), V – дихотермальные воды (DtW). Сплошные жирные линии – расчет трендов окисления ОВ с величинами δ13С органического вещества –20 и –24‰ (крайние значения интервала взяты согласно [31, 40, 45, 50].

 

Роль дихотермальных вод в формировании высоких концентраций DIC промежуточных и глубинных вод: “физический углеродный насос”

Тихоокеанские глубинные и промежуточные воды отличаются повышенными величинами [DIC], что связано с глобальной термохалинной циркуляцией, во время которой воды по мере движения от североатлантической зоны даунвеллинга до зон апвеллинга в Тихом океане обогащаются DIC за счет окисления органического вещества [34]. В глубинных водах центральной части Тихого океана величины [DIC] находятся на уровне ≈ 2300 μмоль/кг [19, 25], в промежуточных и глубинных водах северо-западной части Тихого океана они поднимаются до 2354 μмоль/кг [19]. Однако, в водах BSDW в западной части Берингова моря концентрации DIC повышены до 2430 ± 30 μмоль/кг. Перенос вод, содержащих такие высокие концентрации DIC в акваторию СЛО может влиять на подкисление его вод. Действительно, в период с 2008 по 2015 г. в водах Чукотского моря наблюдалось постоянное повышение концентрации DIC [12], в котором, по мнению авторов, основную роль играли именно зимние беринговоморские воды.

Полученные нами результаты не только поддерживают этот вывод, но и указывают на особую роль дихотермальных вод в перераспределении DIC в пределах водной тощи моря. Мы предлагаем упрощенную модель деятельности дихотермальных вод в качестве своеобразного “физического углеродного насоса” (рис. 11). В зимнее время за счет модификации и ветрового сноса льда поверхностные воды обогащаются DIC, за счет двух факторов – более высокой растворимости СО₂ при низких температурах и формировании льда, при котором растворенные формы углекислоты перераспределяются в пользу воды.

 

Рис. 11. Схема вертикального переноса растворенного неорганического углерода (“физический насос”) через слой дихотермальных вод (DtW) и его дальнейшего распределения в водной толще западной части Берингова моря в летнее и зимнее время.

 

Одновременно, часть DIC из дихотермальных вод постоянно отводится в нижележащие промежуточные воды за счет вертикального перемешивания. В летнее время слой дихотермальных вод экранируется от атмосферы опресненными теплыми летними водами, в которых идет активная первичная продукция. Для ее обеспечения часть DIC извлекается из вод дихотермального слоя. Кроме того, вертикальное перемешивание, сохраняющееся и летом, по-прежнему обеспечивает постоянный “отвод” DIC в глубинные горизонты. В результате, в летнее время дихотермальные воды “истощаются” в отношении DIC, питая им как вышележащие, так и нижележащие воды. Именно это и наблюдалось нами в летнее время, особенно в районе ПОЛ, где процессы ПП идут наиболее интенсивно. Очередное “пополнение” слоя дихотермальных вод растворенным неорганическим углеродом произойдет только в следующий зимний сезон, при снижении температуры и модификации поверхностных вод во время замерзания и сноса льда. Таким образом, через слой дихотермальных вод происходит “закачивание” DIC в промежуточные и глубинные воды Берингова моря. Если исключить процесс зимнего обогащения дихотермальных вод в отношении DIC, то его постоянный расход на ПП и вертикальное перемешивание привели бы к исчерпанию вод дихотермального слоя, что привело бы к умеренным концентрациям DIC в промежуточных и глубинных водах Берингова моря. Судя по наблюдаемой обратной картине, процессы зимней модификации вод и сохранение слоя DtW в летнее время, можно считать ведущими фактором в формировании аномально высоких концентраций DIC не только в водах Берингова моря, но и в тихоокеанском секторе Северного Ледовитого Океана, воды которого наследуют беринговоморские геохимические сигналы.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изложенные результаты изучения изотопного состава и концентрации DIC в водах западной части Берингова моря являются первыми в мире, восполняя пробелы в наших представлениях о поведении DIC в этой части моря. Нам удалось количественно описать и выявить относительную роль основных физических (обмен с СО₂ атмосферы, вертикальное перемешивание) и биологических (окисление органического вещества, первичная продукция) процессов, формирующих изотопные параметры и уровень концентраций DIC на разных глубинах моря. Основной результат данной работы состоит в обнаружении повышенных концентраций DIC в промежуточных и глубинных водах Берингова моря, которые превышают средние в Мировом океане в целом и в глубинных водах Тихого океана, в частности. По нашему мнению, в создании такой геохимической аномалии ключевая роль принадлежит зимним (дихотермальным) водам, которые могут являться “физическим углеродным насосом” для всей водной толщи западной части Берингова моря.

Благодарности. Авторы благодарны организаторам 82 рейса НИС “Академик Лаврентьев”, команде и капитану судна за обеспечение экспедиционных работ и предоставленную возможность отбора материала для проведенных исследований.

Источники финансирования. Исследование выполнено за счет гранта Российского научного фонда № 23-17-00001, https://rscf.ru/project/23-17-00001/.

About the authors

Е. О. Dubinina

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry RAS (IGEM RAS)

Author for correspondence.
Email: elenadelta@gmail.com
Russian Federation, Moscow

S. A. Kossova

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry RAS (IGEM RAS)

Email: elenadelta@gmail.com
Russian Federation, Moscow

Yu. N. Chizhova

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry RAS (IGEM RAS)

Email: elenadelta@gmail.com
Russian Federation, Moscow

A. S. Avdeenko

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry RAS (IGEM RAS)

Email: elenadelta@gmail.com
Russian Federation, Moscow

References

Supplementary files