Состояние исследований гидрохимического режима Японского моря

Изучение химии водных масс Японского моря началось в конце девятнадцатого века с определения основного солевого состава вод (ОСС) (Макаров О., Дерюгин К.М., Гомоюнов К.А., Алекин О.А.). На основе этих работ А.А. Баталина (1958 г.) приходит к заключению о постоянстве основного солевого состава вод моря и о малом отличии его от вод прилегающей части Тихого океана. Однако, в абсолютных величинах наблюдается некоторое различие, обусловленное изменением солености. Используя определение Miyake V., А.А. Баталина считает, что тихоокеанским водам принадлежит решающее значение в формировании солевого состава вод моря. А.К. Леонов подтвердил этот факт. Однако, в верхнем слое моря основной солевой состав подвержен воздействию материкового стока.

Первые упоминания об активной реакции (pH) вод моря относятся к 20-ым годам. Marukawa H., Kamiya T. показали, что водородный показатель с глубиной падает (от 8,24 на поверхности до 7,84 на горизонте 200 м) в северо-восточной части моря.

В тридцатые годы во время работ в западной и северо-западной части моря русские исследователи установили, что минимум рН обнаруживается в слое 1000-2000 м, здесь же отмечаются самые высокие значения щелочности (Дерюгин К.М.).

А.А. Баталина (1958 г.), рассматривая вертикальное распределение щелочности отмечает, что щелочность равномерно возрастает с глубиной (от 2,291 на 0 м до 2,348 мг-экв/л на 2000 м), а на глубинах 500-1000 м происходит повышение щелочно-соленостного коэффициента (Alk/S‰).

П.П. Воронков предполагает, что повышение щелочного резерва, возможно, связано с формированием промежуточных вод моря. А.А. Баталина (1958) подтверждает это и считает, что распределение щелочного резерва в водах моря находится в полной зависимости от общего вертикального и горизонтального движения вод. По исследованиям Баталиной (1958 г.), для всего моря в целом наибольшие значения щелочности и щелочно-соленостного коэффициента наблюдаются летом, а минимальные — осенью.

Особенностью распределения рН в море является наличие двух промежуточных минимумов в слое 500-1000 м. По мнению А.А. Баталиной механизм их образования тоже связан с формированием промежуточных вод моря. Сезонные изменения рН проявляются во всей толще вод. Максимум рН наблюдается весной и осенью (до 8,40 -8.60 ед.) в поверхностных слоях в восточной части моря. Минимум рН отмечается зимой (до 8,00) — в северной части моря.

Распределение кислорода в северо-восточной части моря (до глубины 300 м) впервые представил Marukava H. Он отметил, что наибольшие колебания кислорода относятся к поверхностной зоне (от 5,70 до 9, 39 мг/л). Позже К.М. Дерюгин и К.А. Бродский показали, что дефицита кислорода в глубинных слоях не наблюдается. Японские исследователи (Uda M., Suda K., Ichiye T.) предполагают, что источником кислорода для глубинных вод моря являются области у южного Приморья и Северной Кореи, где происходит опускание поверхностных вод, богатых кислородом.

В шестидесятые годы А.А. Баталина (1958 г.) подтверждает эти предположения. Она показала, что высокое содержание кислорода характерное для всей толщи вод обусловлено гидрологическим режимом. По исследованию А.А. Баталиной количество кислорода в глубинах моря определяется двумя факторами: возрастание роли окислительных процессов (в слое 500-1000 м) с глубиной и вертикальная циркуляция вод. Автор считает, что глубина минимума определяется особенностями вертикальной циркуляции вод в различных районах моря и предполагает, что погружение поверхностных вод происходит не повсеместно, а отдельными нисходящими потоками. Для сезонной изменчивости кислорода характерно высокое содержание его в поверхностном слое в целом для всего моря зимой (10,00 мг/л), низкое осенью (8,15 мг/л), а наибольшее насыщение (105-110%) — летом.

Первые определения биогенов в море связаны с гидробиологическими исследованиями (Marukawa H., Matudaira V., Виркетис М.А.). Авторы работ (Uda M., Suda K.) отмечали значительный рост содержания фосфатов и кремния в верхних слоях вод районов, прилегающих к заливу Петра Великого и северной части Кореи. Этот факт Suda K. связывает с прибрежным течением. Uda M. отмечает, что содержание фосфатов во всей толще вод (0-2000 м) убывает с запада на восток. Причину этого изменения он связывает с различными термическими условиями моря и неодинаковой интенсивностью развития планктона (на что указывали Бродский К.А., и Marukawa H.). Содержание кремния на глубинах 1000-2000 м, (Uda M.), наиболее высокое в восточной половине моря.

По исследованиям А.А. Баталиной отмечается быстрый рост фосфатов в слое 50-500 м. Uda M. выделил границу слоя скачка фосфатов весной для южной части моря на глубинах 100-300 м. По данным Miyakeм V. максимум вертикальных градиентов фосфатов приходится на слой 100-400 м, а по обобщениям В.В. Мокиевской он отмечается в слое 97-188 м (0,23 мкг/л·м) в южной части моря. А.А. Баталина предполагает, что регенерация фосфатов в водах моря с наибольшей скоростью протекает в слое, охватываемом осенне-зимней конвекцией (главным образом в его средней части).

Сезонные изменения фосфатов и кремния (по А.А. Баталиной) охватывают толщу вод до 1000 м и глубже, по исследованиям В.В. Мокиевской они относятся только к поверхностной зоне. Оба автора выделяют максимум содержания фосфатов и кремния зимой в северо-западной части моря, а минимум — осенью (в верхнем слое тихоокеанской воды).

Нитриты и нитраты в водах Японского моря были почти не изучены. По данным П.П. Воронкова максимальное содержание нитритов приблизительно совпадает с глубиной залегания скачка гидрологических элементов (например, плотности). По обобщениям А.А. Баталиной наибольшие концентрации нитритов обнаружены под зоной фотосинтеза (до 4-7 мкг/л у японских островов и до 9,1 мкг/л у берегов Кореи).

Таким образом к шестидесятым годам сложились вполне определенные представления о режиме гидрохимических элементов в море, что позволило выделить ряд особенностей природы Японского моря: большая насыщенность кислородом до дна; слабо выраженный минимум кислорода в глубинных слоях и небольшие запасы биогенов здесь; не высокие концентрации биогенов на поверхности, которые в период интенсивного "цветения" фитопланктона нередко падают до нуля.

Дальнейшие исследования Японского моря (60-80 гг.) были направлены на уточнение сложившихся к тому времени представлений о режиме вод моря (Ohwada M.,Yamomoto K., Tanioka K., Yanagawa S., Kashiwa T., Ihoue K.) .

Изменчивость кислорода в водной толще - один из самых спорных вопросов в изучении водных масс моря (Gamo T. et. al, Nitani H., Horibe Y., Sudo H., Васильев А.С. и Макашин В.П.). А.С. Васильев и др. показали, что динамика концентраций кислорода в придонном слое (глубже 2000 м) связана с периодическим подпитыванием более насыщенными кислородом шельфовыми водами, а дифференциация процессов перемешивания по вертикальным масштабам (0-1000 м, 2000-дно) объясняет существование минимума растворенного кислорода в слое 1000-2000 м.

В девяностые годы Kim K.R. et. al. определили, что слой кислородного минимума залегает намного глубже, чем у Gamo T. и Horibe Y. В последующие годы Kim K., Kim K.-R., et.al. подтвердили, что процессы заглубления продолжаются одновременно с уменьшением толщины придонного адиабатического слоя. Они полагают, что это явление связано с уменьшением образования центральной восточной воды в предшествующие годы. Kim K.-R., et. al. и Kim K, Kim K.-R., et. al. подтвердили этот факт и указали на то, что образование глубинной и придонной воды или уменьшается или вовсе останавливается в настоящие годы. Rizer S. считает, что после 1962 года приблизительно только 1-3% глубинной воды вентилировались каждый год. Однако точные причины этих изменений, касающихся в основном глубинной и придонной водной формаций не совсем ясны.

Таким образом, анализ предыдущих исследований гидролого-гидрохимического режима вод Японского моря свидетельствует о сложности динамических процессов, происходящих на акватории.