Океанологические условия в Амурском заливе (Японское море) зимой 2005 г.

2005

Известия ТИНРО

Том 143

УДК 551.464

В.А.Лучин, С.Г.Сагалаев

ОКЕАНОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ В АМУРСКОМ ЗАЛИВЕ (ЯПОНСКОЕ МОРЕ) ЗИМОЙ 2005 Г.*

На основе данных наблюдений, полученных со льда Амурского залива в январе—феврале 2005 г., представлено пространственное распределение температуры, солености, растворенного кислорода, щелочности и биогенных элементов в морской воде на поверхности и в придонном горизонте. Отмечается большое влияние материкового стока, образования льда и деятельности фитопланктона на океанологический режим залива. На исследуемой акватории температура воды изменялась от минус 1,85 до минус 0,25 °С, соленость — от 28,0-30,0 до 35,035,6 %о, общая щелочность — от 2,35 до 2,78 мг-экв/л. Низкие концентрации растворенного кислорода наблюдались вблизи устьев рек Раздольной (5,27 мл/л) и Амба (2,15 мл/л), а также в горле зал. Углового (7,47 мл/л). Максимальные значения растворенного в воде кислорода (11,7-13,3 мл/л) выделены на акваториях южнее Тавричанского лимана и на мелководье, располагающемся между Тавричанским лиманом и п-овом Де-Фриза. В водах Амурского залива за период наблюдений получены, как правило, очень низкие концентрации биогенных веществ (особенно силикатов).

Luchin V.A., Sagalaev S.G. Oceanographic conditions in the Amur Bay (Japan Sea) in winter of 2005 // Izv. TINRO. — 2005. — Vol. 143. — P. 203-218.

Oceanographic conditions in the Amur Bay were surveyed from the sea ice at 68 points in January, 22 — February, 27, 2005. Water samples were taken from sea surface (in the ice holes) and at sea bottom (about 1 m above the bottom). The ice thickness varied from 38 cm to 65 cm. At the sea surface, the "warmest" water (-0.50... -0.25 °C) was found adjacent to the mouth of Suyfun (Razdolnaya) River where salinity was rather low (from 7-8 to 28-30 psu), and the coldest one (-1.85. -1.80 °C) in the northeastern shallow part of the Bay. In the deep layer, two zones were distinguished: the western one warmed by the influence of river runoff (temperature -1.25. -0.50 °C), and the eastern one with a cold (-1.85. -1.70 °C) and high-salted water mass formed in the process of ice formation. The highest salinity (35.0-35.6 psu) was observed at the northeastern shallows, which weren't influenced by the river runoff and had weak water exchange with the deep-water part of the Bay.

The lowest total alkalinity was observed at the mouths of Razdolnaya and Amba Rivers (2.24 and 1.49 mmol/l, respectively) in the northwest corner of the Bay, but

* Настоящая работа выполнена при частичной финансовой поддержке проекта "Комплексные исследования процессов, характеристик и ресурсов дальневосточных морей России" в рамках подпрограммы "Исследование природы Мирового океана" Федеральной целевой программы "Мировой океан".

the alkalinity increased to 2.47-2.51 mmol/l immediately southward and southeastward from the mouths areas, and its highest value (2.68-2.78 mmol/l) was observed at the western coast of the Bay between the mouths of these two rivers. The high alkalinity values were possibly caused by phytoplankton activity at estuarine front. The lowest dissolved oxygen content was registered near the mouths of Razdolnaya River (5.27 ml/l) and Amba River (2.15 ml/l), and its highest values (11.713.3 ml/l) — on the northern shallows eastward from the Razdolnaya River mouth. Nutrients had low concentrations over almost the whole surveyed area, with exclusion the mouth of Razdolnaya River, where the concentration of phosphates was 0.83 |imol/l and concentration of silicates — 63.1 |imol/l.

Амурский залив представляет собой северо-западную часть зал. Петра Великого. С запада он ограничен берегом материка, а с востока гористым п-овом Муравьев-Амурский и о-вами Русский, Попова, Рейнеке, Рикорда, как бы продолжающими этот полуостров в юго-западном направлении. Южной границей Амурского залива является линия, соединяющая мыс Брюса с о-вами Ци-волько и Желтухина. Дно Амурского залива довольно ровное и плавно повышается с юго-запада на северо-восток (Лоция ..., 1984). Отличительной особенностью северной части залива является обширное мелководье с глубинами менее 7-10 м, а также наличие бухт и лагун с глубинами, не превышающими 1-3 м. В северную часть залива впадают одна из наиболее крупных рек северозападной части Японского моря — Раздольная — и р. Амба. Эти реки влияют на океанологический режим не только Амурского залива, но и зал. Петра Великого в целом.

В зимний период (Климат Владивостока, 1978; Дашко и др., 1996) над рассматриваемой акваторией преобладает континентальный умеренный воздух, перемещающийся с севера и северо-запада, который характеризуется малой влажностью и очень низкими значениями температуры (зимний муссон).

К настоящему времени в Амурском заливе выполнено большое число океанографических наблюдений. Однако они, в своем большинстве, получены в теплый период года. Имеющиеся опубликованные сведения по океанографическому режиму залива в зимний период основываются на материалах прибрежных станций (Покудов, Власов, 1980; Гайко, 2000) или характеризуют ограниченные по пространству акватории (Гомоюнов, 1928; Ласто-вецкий, Вещева, 1964; Коновалова, 1980; Корякова, 1987; Семилетов, 1987; Омельяненко и др., 2004; Шевченко и др., 2004). Более того, в этих работах подвергались анализу только отдельные характеристики океанографического режима (как правило, температура и соленость). В работе М.А.Данченко-ва с соавторами (2003) рассмотрено зимнее распределение температуры и солености на глубоководной и свободной ото льда акватории зал. Петра Великого. Помимо этих опубликованных сведений, характеризующих океанографический режим Амурского залива в зимний период, на исследуемой акватории в последнее десятилетие выполнялись наблюдения (в основном температуры и солености морской воды) со льда. Однако результаты этих работ к настоящему времени не опубликованы. По персональным контактам с авторами исследований складывается следующая картина зимних океанографических наблюдений со льда Амурского залива. Н.А.Мельниченко (доцент кафедры океанологии ДВГУ) в рамках практических занятий со студентами в последние четыре года проводил наблюдения за температурой и соленостью в феврале на траверзе маяка Токаревского, мористее Спортивной гавани, вблизи станции Чайка и в зал. Угловом. Ю.И.Зуенко (сотрудник ТИНРО-центра) дважды (в 1999 и 2003 гг.) выполнил наблюдения за поверхностными и придонными характеристиками морской воды на разрезе о. Скреб-цова — мыс Угольный.

Целью настоящей работы является исследование океанологических условий вод северной части Амурского залива, основанное на полевых наблюдениях со льда.

Для исследования закономерностей распределения океанографических параметров вод в Амурском заливе были использованы наблюдения в 68 точках, данные в которых получены с 22 января по 27 февраля 2005 г. Основной массив данных (с одновременными определениями температуры, солености, растворенного кислорода и щелочности морской воды) был получен с 29 января по 7 февраля 2005 г. Содержание биогенных элементов определялось 15 февраля 2005 г. Наблюдения на 3 станциях в мелководной части бухты Песчаной произведены 27 февраля 2005 г. Пространственное распределение океанографических станций, выполненных зимой 2005 г., показывает, что исследуемая часть акватории Амурского залива достаточно подробно и равномерно освещена наблюдениями (рис. 1).

Рис. 1. Расположение океанографических станций, выполненных в Амурском заливе зимой 2005 г.: 1 — определения только солености на поверхности, 2 — определения температуры и солености, 3 — определения температуры, солености, кислорода и щелочности, 4 — определения температуры, солености, кислорода и биогенных элементов

Fig. 1. Location of oceanographic stations in the Amur Bay in winter of 2005: 1 — measurement of water salinity at surface only, 2 — measurement of water temperature and salinity, 3 — measurement of water temperature, salinity, alkalinity and dissolved oxygen content, 4 — measurement of water temperature, salinity, dissolved oxygen and biogenic substances content

Положение океанографических станций определялось с помощью спутникового навигационного приемника Глобальной системы местоположения (GPS) Etrex компании GARMIN. По данным этого прибора, ошибка местоположения станций не превышала 5-11 м.

Поверхностные пробы воды на гидрохимические анализы отбирались непосредственно из лунок во льду, а для отбора проб с придонных горизонтов (примерно 1 м от дна) использовались батометры БМ-48. Крепление батометра на трос и отбор проб производились в теплом салоне автомобиля.

Измерения температуры воды поверхностного слоя и на придонных горизонтах проводились глубоководными опрокидывающимися термометрами. Отсчеты значений температуры основных и вспомогательных термометров снимались во время производства наблюдений на станциях, а обработка данных (введение инструментальных и редукционных поправок) проводилась на берегу, согласно инструкциям (Руководство по гидрологическим работам ., 1967).

Соленость морской воды определяли австралийским солемером CSIRO Model MK-III. Калибровка прибора выполнялась до и после определений солености проб морской воды по нормальной воде со строго известной величиной электропроводности. По сертификату солемера декларируемая точность определений солености должна быть около 0,005 %о. Однако проведенные в период работ эксперименты показали, что погрешность определения солености этим прибором выше и составляет 0,01-0,02 %.

Растворенный в воде кислород определен методом Винклера в модификации Карпентера (Carpenter, 1965) на установке Скриппсовского института океанографии США (SIO). Погрешность определения кислорода при этом подходе не превышает ±0,003 мл/л. Растворимость кислорода в морской воде (при данной температуре и солености) рассчитывалась по Вейсу (Weiss, 1970).

Общая щелочность проб морской воды определялась по методу С.В.Бруеви-ча (Методы ..., 1978). Титрование проводилось с помощью автоматической поршневой бюретки Brinkman/Dosimate-665 объемом 5 мл и точностью 0,001 мл. Погрешность определения щелочности не превышала ±0,005 мг-экв/л.

Определение растворенных в воде фосфатов проводилось методом Морфи-Райли в модификации Королева (Методы ..., 1978) при колориметрировании восстановленного фосформолибденового комплекса (восстановитель — аскорбиновая кислота). Измерения выполнялись при длине волны 870 нм в 50 мл кюветах на электрофотоколориметре КФК-3. Для калибровки использовался дигидрофос-фат калия (КН2РО4) квалификации "о.с.ч.", высушенный при температуре 110 °С. Погрешность определения фосфатов не превышала 1-2 %.

Определение растворенных в воде силикатов выполнялось фотоколориметрическим методом по голубому кремниево-молибденовому комплексу в модификации Королева (Методы ..., 1978). Колориметрирование проводилось на электро-фотоколориметре КФК-3 при длине волны 810 нм в 10 мл кюветах. Для калибровки использовался Na2SiF6 квалификации "о.с.ч.". Погрешность определения силикатов не превышала 1-2 %.

Океанологические условия в толще вод Амурского залива зимой формируются в основном под влиянием метеорологических условий, стока рек, а также биохимических процессов. Значительную роль оказывает также вторичный фактор метеорологических процессов — образование ледяного покрова на большей части акватории Амурского залива, — а также отрыв льда в прикромочной области с последующим его новым нарастанием.

Метеорологические процессы зимы 2004/05 г. над рассматриваемой акваторией, по данным сайта Приморского УГМС (http://primpogoda.ru), развивались следующим образом. Декабрь со средней месячной температурой воздуха минус 12,3 °С был близок к норме. В январе температура воздуха была на 1-2 °С выше нормы и составляла минус 11,4 °С. В феврале средняя месячная температура воздуха понизилась до минус 14,2 °С, что оказалось на 1-2 °С ниже нормы.

По данным наблюдений Приморского УГМС, средний многолетний сток р. Раздольной в феврале и августе составляет соответственно 2,5 и 145,0 м3/с, а р. Амба — 0,2 и 9,2 м3/с. Поэтому с погрешностью примерно 10 % для характеристики гидрологических условий зимы 2004/05 г. можно ограничиться только данными по р. Раздольной. В предзимье 2004 г. эта река отличалась малой водностью (около 30-40 % от климатической нормы). Однако зимой, за счет мягких климатических условий в пределах ее водосбора, которые способствовали увеличению при-

тока грунтовых вод, объем стока р. Раздольной в январе и феврале существенно вырос и превышал климатическую норму соответственно в 1,5 и 2,0 раза.

По данным наблюдений Приморского УГМС, декабрь и январь характеризовались развитием ледовых процессов, близким к норме (с незначительным смещением в сторону мягких зим). В феврале интенсивность ледовых процессов не выходила за пределы средней многолетней климатической нормы.

По нашим наблюдениям (рис. 2) толщина льда варьировала от 38 до 65 см. Ее минимальные значения отмечались в южной части исследуемой области залива, что является следствием двух факторов. Во-первых, в этот район поступают более теплые воды из южной глубоководной части Амурского залива, препятствующие увеличению толщины ледяного покрова. Во-вторых, в южной части исследуемой акватории в первых числах января произошел отрыв большого массива льда. Поэтому в районе, ограниченном створами мыс Фирсова — дельта р. Амба и п-ов Песчаный — мыс Фирсова, до середины января наблюдалась чистая вода (за исключением прибрежных участков моря, распространяющихся не более 1,0-2,5 км от берега). В конце января — начале февраля эта область чистой воды вновь покрылась сплошным ледяным покровом. Максимальная толщина льда (55-65 см) выделяется в обширном районе к югу от Тавричанского лимана, а также в северо-восточной части залива (рис. 2). В первом из этих районов существенное влияние оказывает речной сток, приводящий к распреснению морских вод и способствующий более раннему образованию льда. Второй район мелководен, имеет малый теплозапас толщи вод, и поэтому здесь в более ранние сроки и более интенсивно происходит льдообразование.

Рис. 2. Распределение толщины льда (см) в Амурском заливе зимой 2005 г.

Fig. 2. Distribution of ice thickness (cm) in the Amur Bay in winter of 2005

43.30 43.28 43.26 43.24 43.22 43.20 43.18 43.16

131.60

131.70

131.80

131.90

132.00

132.10

В поле температуры воды на поверхности залива максимальные значения (-0,50 ... -0,25 °С) характерны для района, прилегающего к устью р. Раздольной. Также высокие значения температуры (около минус 0,9 °С) выделяются вблизи устья р. Амба. Как следует из картины пространственного распределения (рис. 3, а), поверхностная вода с повышенными значениями, которые формируются под влиянием речного стока, распространяется от северо-западной вершины залива на юг двумя потоками. Один из них следует вблизи западного берега залива, а второй от устья р. Раздольной смещается на юго-восток. Границы области с повышенной температурой, которая связана с материковым стоком, можно условно представить изотермой минус 1,6 °С. Самые низкие значения (-1,85 ... -1,80 °С) выделяются в северо-восточной мелководной части залива, где практически нет влияния стока р. Раздольной, а также затруднен водообмен с южной глубоководной частью залива. В южной и восточной частях залива, режим которых формируется под влиянием притока воды из глубоководных районов, температура воды в поверхностном слое не выходит за пределы минус 1,75 ... минус 1,70 °С.

43.34 43.32 43.30 43.28 43.26 43.24 43.22 43.20 43.18 43.16 131

60 131.70 131.80 131.90 132.00 132.10

43.34 43.32 43.30 43.28 43.26 43.24 43.22 43.20 43.18 43.16 131.60

131.70 131.80 131.90 132.00

Рис. 3. Распределение температуры воды (°С) на акватории Амурского залива: а — поверхность, б — придонный горизонт

Fig. 3. Distribution of water temperature (°C) in the Amur Bay: a — at surface, б — near the bottom

На придонном горизонте в поле температуры воды выделяются две области, линией раздела которых условно можно принять изотерму минус 1,6 °С. В западной области, которая более обширна по площади, особенности распределения температуры воды формируются под влиянием стока рек Раздольная и Амба. Здесь значения более высокие, достигают минус 1,25 ... минус 0,50 °С (рис. 3, б). Если следовать особенностям пространственного распределения изотерм, то перемещение придонных вод, сформированных речным стоком, в основном происходит с севера на юг практически по осевой линии залива. В восточной области температура воды существенно ниже (-1,85 ... -1,70 °С), что связано с адвекцией холодных по сравнению с речными вод из глубоководной части залива, а также с осолонением и понижением температуры воды при льдообразовании на прибрежных мелководьях.

Интересный результат был получен при сравнении поверхностных и придонных значений температуры воды. Так, на части акватории залива, где велика роль речных вод, существенно повышающих температуру морских вод (например, на рис. 3, б, ее границей является изотерма минус 1,6 °С), температура воды на придонном горизонте оказалась значительно выше, чем в поверхностном слое. Этот эффект был ранее отмечен (без объяснения причины явления) в работе Е.И.Ластовецкого и В.М.Вещевой (1964). На наш взгляд, более низкие значения температуры воды в поверхностном слое формируются при продолжающемся в течение зимы росте толщины ледяного покрова, что сопровождается уменьшением температуры воды и ростом солености поверхностного слоя вод. Разность значений температуры воды между поверхностным и придонным горизонтами (по данным наблюдений зимой 2005 г.) достигает на осевой линии залива 1,001,22 °С, а по мере приближения к западному и восточному берегам залива она уменьшается и вблизи изотермы минус 1,6 °С, положение которой представлено на рис. 3, уже не превышает 0,05-0,10 °С.

Особенности пространственного распределения солености в толще вод Амурского залива зимой формируются под влиянием двух основных факторов: речного стока и осолонения морской воды при льдообразовании. Поэтому области с минимальными величинами солености (от 7-8 до 28-30 %о) выделяются вблизи устьевых участков рек Амба и Раздольная (рис. 4). На прибрежных мелководьях, режим которых зимой практически не зависит от речного стока и где затруднен водообмен с глубоководной частью залива, значения солености существенно возрастают. Как показали наши наблюдения, к таким районам Амурского залива относятся мелководная часть бухты Песчаной, горло зал. Углового, бухта между мысами Дальний и Марковского, а также обширная область прибрежного мелководья, прилегающая к п-ову Де-Фриза и распространяющаяся в направлении ли-

208

мана р. Раздольной. Здесь за счет осолонення толщн вод при льдообразовании значения солености достигают максимальных величин (35,0-35,6 %о).

43.34 43.32 43.30 43.28 43.26 43.24 43.22 43.20 43.18 43.16 131.60

131.70 131.80 131.90 132.00 132.10

43.34 43.32 43.30 43.28 43.26 43.24 43.22 43.20 43.18 43.16 131.60

б)

Ifш;

I-Wfl _J ojjlj rtj 1 ^ f

131.70 131.80 131.90 132.00 132.10

Рис. 4. Распределение солености воды (%о) на акватории Амурского залива: а — поверхность, б — придонный горизонт

Fig. 4. Distribution of water salinity (%o) in the Amur Bay: a — at surface, б — near the bottom layer

Высокие значения солености в зимний период не являются новостью для вод зал. Петра Великого. В его отдельных районах они отмечались в предшествующих исследованиях. Так, М.Д.Корякова (1987) определила, что соленость в бухте Рында (о. Русский) в зимние месяцы составляет 33,0-35,6 %. Из работы Е.И.Ластовецкого и В.М.Вещевой (1964) следует, что в зал. Угловом зимой соленость за счет мелководности и льдообразования достигает 38,0 %, а к югу (уже в Амурском заливе) она начинает уменьшаться и составляет у южной оконечности п-ова Де-Фриза 34,8-35,6 %, у о. Скребцова и мыса Бурного — 34,3-34,6 %о. По их данным, эти значения солености характерны для всей толщи вод (от поверхности до дна). По данным других авторов (Коновалова, 1980; Омельяненко и др., 2004; Шевченко и др., 2004), соленость вблизи берегов восточной части Амурского залива может достигать 34,6-35,0 %.

Наиболее обстоятельные и детальные наблюдения океанографических параметров в зимнее время выполнил К.А.Гомоюнов (1928). По его наблюдениям, полученным с декадной дискретностью со льда, зимой 1926/27 г. соленость поверхностных вод в бухте Патрокл составляла 34,56-34,67 %о, а в придонном слое максимальная соленость достигала 34,74 %. Как отмечал автор, в особо холодные дни соленость в этой бухте доходила до 34,96 %о (поверхностная проба воды взята из проруби). В то же время в находящейся поблизости бухте Соболь (Уссурийский залив) соленость была несколько ниже — 34,4034,54 %о. В прол. Босфор Восточный (в самой узкой его части) соленость достигала 34,60 %о на поверхности и 35,21 %о у дна, а восточнее о. Скрыплева составляла 34,36 % на поверхности и 35,10 % у дна. У мыса Гамова соленость прибрежных вод достигала 34,96 %, а в Амурском заливе (к востоку от мыса Песчаного) — 34,76 %. Наблюденные высокие значения солености К.А.Гомою-нов связывал с выделением солей в морскую воду, происходящим в результате льдообразования. Более того, он отмечал, что эффект зимнего осолонения морской воды под формирующимся ледяным покровом характерен для всего советского побережья Японского моря.

По данным 2005 г., новый и на первый взгляд неожиданный результат был получен при сравнении поверхностных и придонных значений солености морской воды. Так, на большей части исследуемой акватории Амурского залива наблюдалась традиционная структура вертикального распределения (соленость на придонном горизонте была равной или выше, чем в поверхностном слое). В то же время наблюдалась и совершенно противоположная отмеченной выше картина вертикального распределения солености — для района, ограниченного створа-

209

ми мыс Фирсова — мыс Угольный и п-ов Песчаный — мыс Фирсова. Как отмечалось выше, на этой акватории в первых числах января произошел отрыв и снос на юг большого по площади ледяного поля. Поэтому здесь до середины января наблюдалась чистая вода (за исключением прибрежных участков моря, простирающихся не более 1,0-2,5 км от берега). Затем (в конце января — начале февраля) эта область чистой воды вновь покрылась сплошным ледяным покровом. На большинстве станций этого прикромочного района залива соленость придонных вод была ниже (на 0,05-0,23 %о), чем на поверхности. Следует отметить, что температура придонных вод на этих станциях всегда была выше, чем на поверхности. Наиболее вероятно, что данная особенность вертикального распределения солености является следствием постоянно растущей толщины ледяного покрова. Как известно, процесс льдообразования сопровождается ростом солености и понижением температуры верхнего слоя вод. Подтверждением этого могут служить наши наблюдения толщины льда и солености поверхностных вод, полученные в прикромочной области 22 января 2005 г. (рис. 5). На западной периферии полигона наблюдения были проведены в непосредственной близости от кромки льда (более старый лед толщиной 25-40 см наблюдался на расстоянии 50-100 м от точек выполненных наблюдений). Следует отметить хорошее соответствие между величинами солености и толщины льда. В южной части полигона, где интенсивно идет поступление более теплых вод из глубоководной части залива, толщина льда не превышает 6 см, а соленость находится в пределах 34,188-34,209 %. По мере смещения на северо-запад наблюдается рост толщины льда до 15 см и солености до 34,507-34,582 %.

Рис. 5. Распределение солености поверхностных вод (верхняя цифра, %о) и толщины льда (нижняя цифра, см) в Амурском заливе 22.01.2005 г.

Fig. 5. Distribution of surface water salinity (numerator, %) and ice thickness (denominator, cm) in the Amur Bay on the 22nd of January, 2005

Как известно, щелочность морской воды зависит от солености, поскольку гидрокарбонатные и боратные ионы относятся к компонентам основного солевого состава морских вод. В то же время она отражает и процессы, меняющие состав воды: например, поступление материковых вод, у которых несколько иное, чем в морских водах, соотношение главных ионов, а также биологическое удаление или растворение карбоната кальция (Алекин, Ляхин, 1984).

Самые низкие значения общей щелочности зимой 2005 г. в Амурском заливе наблюдались вблизи устьев рек Раздольная и Амба, где они составляли соответственно 2,24 и 1,49 мг-экв/л (рис. 6). На акватории, не подверженной влиянию речного стока, значения щелочности не выходили за пределы 2,352,36 мг-экв/л (юго-восточная глубоководная часть исследуемой акватории). Небольшие пределы изменений щелочности здесь связаны в основном с поступлением более однородных по характеристикам вод из южной глубоководной части залива. Вероятно, здесь имеет место и перемешивание вод, генерируемое приливными и непериодическими течениями. На северо-восточном мелководье значе-

ния щелочности возрастали до 2,40-2,45 мг-экв/л (рис. 6). Этот рост общей щелочности (с максимумом в горле зал. Углового) можно объяснить осолонени-ем толщи вод при льдообразовании (Гомоюнов, 1928; Ластовецкий, Вещева, 1964), а также деятельностью фитопланктона, сведения о котором приведены в ряде работ (Коновалова, 1972; Рассашко, 1973; Богокт, Konovalova, 1973; Вышкварцев, Коновалова, 1979; Кузнецов, 1983; Паутова, Силкин, 2000).

43.34 43.34

43.32 а) 43.32

43.30 43.28 43.26 ) 2-%Шг ш Wto W/ш ШУ Jb ЩР / f 43.30 43.28 43.26

43.24 43.24

43.22 J •Mir'/ / > 43.22

43.20 _Jjjjjv Ii 43.20

43.18 f , 43.18

43.16 ) / 43.16

6)

mNr/

iil-PY^p-

1 31.60 131.70 131.80 1 31.90 1 32.00 1 32.1 0

1 31.60 1 31.70 1 31.80 131.90 1 32.00 1 32.1 0

Рис. 6. Распределение общей щелочности (мг-экв/л) на акватории Амурского залива: а — поверхность, б — придонный горизонт

Fig. 6. Distribution of total alkalinity (mmol/l) in the Amur Bay: a — at surface, б — near the bottom

Южнее и юго-восточнее Тавричанского лимана выделяется обширная область с повышенными (до 2,47-2,51 мг-экв/л) значениями общей щелочности. Абсолютный максимум величин, достигающий 2,68-2,78 мг-экв/л, локализуется на мелководье западной части залива между устьями рек Раздольная и Амба (рис. 6). Причинами столь высоких значений общей щелочности, наиболее вероятно, могут являться рост солености и соответственно щелочности, происходящий в результате льдообразования, а также деятельность фитопланктона. Подтверждение этого — неизменность величин щелочно-хлорного соотношения в морском льду и подледной воде (подтверждающая рост щелочности при образовании льда) — было получено в работе А.А.Мусиной (1960). Практически аналогичные результаты представлены А.П.Недашковским с соавторами (2000). В этой работе показано, что в Амурском заливе в морском льду и подледной воде щелочно-хлорные отношения различаются не более чем на 3 % (в пересчете на общую щелочность эта разница не превышает 0,05 мг-экв/л). Результаты, свидетельствующие о линейной зависимости общей щелочности и солености при образовании и таянии морского льда, представлены также для морей европейского сектора Арктики (Fransson et al., 2001). В работе П.Я.Тищенко с соавторами (2005) для летнего периода было показано, что щелочность в вершине Амурского залива является линейной функцией солености, а выявленные нарушения этой закономерности относятся только к периодам летних паводков.

Следует отметить, что диапазон вариаций величин общей щелочности, представленный в настоящей работе, хорошо согласуется с данными наблюдений в теплый период года, представленными Н.Ф.Подорвановой с соавторами (Основные черты гидрохимии ..., 1989).

Для анализа хода различных гидрохимических и гидрологических процессов часто применяется отношение А!к(общ.) к солености (щелочной коэффициент) или к хлорности воды (щелочно-хлорный коэффициент, или удельная щелочность). В настоящей работе были рассмотрены закономерности распределения нормализованной щелочности. Для этого в каждой точке наблюдений и на горизонтах отбора проб значения щелочности были поделены на соответствующую соленость и умножены на 35 %о. По исследованиям различных авторов (например: Алекин, Ляхин, 1984), изменения удельной (или нормали-

211

зованной) щелочности на акватории Мирового океана в основном зависят от следующих факторов:

— поступления карбонатов с речным стоком (повышает щелочность);

— растворения карбонатного детрита (повышает щелочность);

— окисления органического вещества растворенным кислородом (уменьшает щелочность);

— образование органического вещества (повышает щелочность).

Пространственное распределение нормализованной щелочности на акватории Амурского залива также имеет довольно четкие закономерности (рис. 7). Максимальные значения, достигающие 3,51-6,88 мг-экв/л, выделяются на акваториях, режим которых в значительной степени формируется под влиянием материкового стока рек Раздольная и Амба. Распределение повышенных величин нормализованной щелочности (2,42-3,00 мг-экв/л) хорошо иллюстрирует перемещение распресненных вод по исследуемой акватории. Хорошее качественное соответствие полей температуры воды, солености и нормализованной щелочности свидетельствует о согласованности океанографических параметров в "барьерном" (река—море) регионе, отличающемся сложностью гидрологических и гидрохимических процессов (см. рис. 3, 4, 7). В то же время на распределение и величины параметров вод здесь накладывают отпечаток также биохимические процессы и образование льда.

131.90 1 32.00 1 32.10

43.34- пЖГ) 43.34 43.32 WV Г ,—/"is 43.32 43.30 J ЛС \ 43.30 43.28 «'ТЩ^С/Т'^ В ) 43.28 43.26 ЧгМ\Ы) \ Г 43.26 43.24 tJw ТО^ 43.24 43.22 ^Г8^^^ » KS 43.2243.20 43.20 43.18 43.18 43.16 43.16

1 31.60 1 31.70 131.80 1 31.90 1 32.00 1 32.1 0 1 31.60 1 31.70 1 31.80

Рис. 7. Распределение нормализованной щелочности (мг-экв/л) на акватории Амурского залива: а — поверхность, б — придонный горизонт

Fig. 7. Distribution of normalized alkalinity (mmol/l) in the Amur Bay: a — at surface, б — near the layer

Самые низкие величины нормализованной щелочности (2,36-2,40 мг-экв/л) характерны для южной и восточной частей исследуемой акватории. Здесь в меньшей степени сказывается влияние материкового стока и более интенсивно, чем на мелководье, происходит поступление вод из глубоководной части залива. В этой части залива значения солености (как на поверхности, так и на придонных горизонтах) близки к максимальным величинам. Так как в этих районах вертикальные градиенты плотности существенно ниже, чем в зоне речного распреснения, то здесь повышается интенсивность вертикального обмена в толще вод. Поэтому на этих акваториях формируются менее комфортные условия для вегетации фитопланктона (Sorokin, Konovalova, 1973; Вышкварцев, Коновалова, 1979).

Известно, что процесс растворения газов в воде является обратимым. При равенстве скоростей абсорбции и десорбции возникает состояние равновесия между концентрациями в газовой среде и растворе. Газ, растворенный в воде, всегда стремится к равновесию, в соответствии с его парциальным давлением в атмосфере. В природных условиях наступление равновесия ускоряется многими физическими факторами (турбулентность, ветровое и конвективное перемешивание). Повышение температуры и солености уменьшает растворимость газов в воде.

Уровень концентрации кислорода в водной среде, а также перераспределение его между отдельными слоями толщи вод и районами моря определяются обменом с атмосферой, окислительно-восстановительными процессами и внутриводным обменом. Кислород продуцируется при расщеплении воды в процессе фотосинтеза, а расходуется на дыхание живых организмов, на окисление органических и неорганических веществ естественного и антропогенного происхождения. Перенос кислорода по вертикали осуществляется при конвективном и турбулентном перемешивании, а также при динамическом опускании и подъеме вод. Характер распределения растворенного кислорода в водных массах служит показателем их происхождения и протекающих в них химических и физических процессов.

На исследуемой акватории Амурского залива в период проведения полевых работ наблюдался сплошной ледяной покров, что затрудняло газообмен рассматриваемой толщи вод с атмосферой. На преобладающей части ледяного покрова практически отсутствовал снежный покров. Горизонтальные размеры встречающихся "пятен" снежного покрова не превышали нескольких десятков метров, а их толщина составляла 1-3 см. Только в горле зал. Углового, в Тавричанском лимане, в мелководной части бухты Песчаной и в непосредственной близости от восточных берегов Амурского залива наблюдался сплошной снежный покров, толщина которого не превышала 10-20 см. Эта особенность распределения снежного покрова, а также сравнительно небольшая толщина льда (см. рис. 2) способствовали хорошей освещенности толщи вод рассматриваемой части Амурского залива.

В пространственном распределении растворенного кислорода (рис. 8) выделяется следующая крупномасштабная закономерность: его наиболее низкие концентрации наблюдаются вблизи устьев рек Раздольной (5,27 мл/л) и Амба (2,15 мл/л), а также в горле зал. Углового (7,47 мл/л). Вблизи устьев рек это связано с низким содержанием кислорода в речных водах. Поэтому даже зимнее развитие фитопланктона не может восполнить дефицит кислорода в этих регионах залива. В горле зал. Углового низкие концентрации кислорода, наиболее вероятно, связаны с биохимическим потреблением кислорода, в значительной своей части идущим на разложение органических веществ естественного и антропогенного происхождения. Кроме того, здесь за счет мелководности акватории затруднен обмен вод с глубоководной частью залива, а также более рано образуется ледяной покров (вследствие низкой солености и незначительного теплозапаса толщи вод), который препятствует поступлению кислорода из атмосферы. Дополнительным фактором, поддерживающим низкое содержание кислорода в отмеченных регионах залива, является наличие снежного покрова, который существенно задерживает проникновение солнечных лучей в водную толщу (так как отражающая способность снега существенно выше, чем у морского льда). Выделенная на рис. 8 изолиния 8,5 мл/л является границей областей с дефицитом кислорода, так как она в первом приближении соответствует равновесному насыщению вод кислородом для диапазонов температуры и солености, представленных на рис. 3 и 4.

Максимальные значения растворенного в воде кислорода выделяются в двух регионах рассматриваемой акватории: южнее Тавричанского лимана и на мелководье, располагающемся между Тавричанским лиманом и п-овом Де-Фриза (рис. 8). В этих регионах залива, как видно на рис. 3 и 4, на гидрологический режим большое влияние оказывает материковый сток. Поэтому здесь идет дополнительный (помимо конвективного обмена) приток биогенных веществ с речным стоком, а также (за счет мелководности рассматриваемых участков залива) достаточно света для вегетации фитопланктона. На преобладающей части исследуемой акватории концентрации кислорода в морской воде существенно выше 8,5 мл/л (см. рис. 8). В исследуемый период единственным фактором, способным существенно увеличить содержание кислорода в морской воде (по отношению к его равновесному содержанию), является фотосинтез.

213

43.34 43.32 43.30 43.28 43.26 43.24 43.22 43.20 43.18 43.16

43.34 43.32 43.30 43.28 43.26 43.24 43.22 43.20 43.18 43.16

131.60 131.70 131.80 131.90 132.00 132.10

131.60 1 31.70 1 31.80 131.90 1 32.00 1 32.1 0

Рис. 8. Содержание растворенного кислорода (мл/л) на акватории Амурского залива: а — поверхность, б — придонный горизонт

Fig. 8. Concentration of dissolved oxygen (ml/l) in the Amur Bay waters: a — at surface, б — near the bottom

Сведения о подледном фотосинтезе зимой имеются к настоящему времени не только для акватории Амурского залива (Коновалова, 1972, 1980; Рассашко, 1973; Sorokin, Konovalova, 1973; Вышкварцев, Коновалова, 1979; Кузнецов, 1983; Паутова, Силкин, 2000; Шевченко и др., 2004), но и для других акваторий зал. Петра Великого (Вышкварцев, Карапетян, 1979; Коновалова, 1984; Морозова, Орлова, 2005). Подледное "цветение" диатомовых впервые было обнаружено в Амурском заливе Г.В.Коноваловой (1972). Она также установила три максимума биомассы фитопланктона: зимний (январь—февраль), летний (июль) и осенний (конец сентября — октябрь). По ее данным, главная роль в образовании биомассы и численности фитопланктона зимой принадлежит диатомовым водорослям. В последующей работе (Sorokin, Konovalova, 1973) это явление было подробно исследовано и описано. Авторы пришли к выводу, что в Амурском заливе и примыкающих к нему бухтах вегетация диатомовых водорослей зимой в основном обусловлена значительными концентрациями биогенных элементов, поступающих из донных отложений благодаря вертикальной циркуляции воды в этот период. Однако этот фактор они рассматривали как условие, которое только поддерживает подледное развитие водорослей. Ю.И.Сорокин и Г.В.Коновалова (Sorokin, Konovalova, 1973) считают, что главным является гидрофизический фактор, вследствие которого зимнее "цветение" диатомовых водорослей заключается в замкнутости зимней циркуляции воды подо льдом, благодаря чему микроводоросли циркулируют в определенном объеме воды, лежащем выше компенсационной точки, и не выводятся из фотосинтезирующих слоев или возвращаются в них с токами воды.

К настоящему времени имеются только единичные сведения о зимнем содержании кислорода в морской воде на локальных акваториях зал. Петра Великого подо льдом. Так, в работе М.Д.Коряковой (1987) отмечено, что в бухте Рында (о. Русский) в январе концентрации кислорода достигали 10 мл/л. И.П.Се-милетов (1987) в зал. Угловом зимой обнаружил высокие концентрации растворенного кислорода (до 10,5-11,2 мл/л). Он предположил, что высокие концентрации растворенного кислорода определяются низкими скоростями биохимического окисления органического вещества и подледным фотосинтезом. В зал. Восток, по данным М.В.Проппа и Л.Н.Пропп (1981), зимнее насыщение вод кислородом может достигать 110-112 %.

По нашим данным (рис. 8), содержание растворенного кислорода на поверхности залива всегда выше, чем на придонном горизонте. Во-первых, это связано с существенно меньшим количеством света, проникающим на придонные горизонты. Во-вторых, основная часть биохимического потребления кислорода, связанного с разложением органического вещества, также происходит на дне или на придонных горизонтах.

На большей части исследуемой акватории относительное содержание кислорода существенно выше 100 % и достигает на отдельных участках Амурского залива 130-150 % (рис. 9). Привлекает внимание также хорошая согласованность особенностей пространственного распределения кислорода (см. рис. 8, 9). Этот факт связан в основном с относительно небольшими пространственными вариациями температуры и солености на акватории Амурского залива зимой. Минимальные значения относительного содержания кислорода в водах Амурского залива выделяются в горле зал. Углового (88,8 %), а также вблизи устьев рек Раздольная (59,8-79,7 %) и Амба (21,6 %). Следует отметить, что по данным 2005 г. относительное содержание кислорода на поверхности залива всегда выше, чем на придонном горизонте.

43.34 43.32 43.30 43.28 43.26 43.24 43.22 43.20 43.18 43.16 131

60 1 31.70 1 31.80 1 31.90 1 32.00 1 32

43.34 43.32 43.30 43.28 43.26 43.24 43.22 43.20 43.18 43.16 131

б) \ С}

vv

tl ojL^y!;^

-V 1

.60 1 31.70 1 31.80 1 31.90 1 32.00 1 32.1 0

Рис. 9. Относительное содержание растворенного кислорода (% насыщения) на акватории Амурского залива: а — поверхность, б — придонный горизонт

Fig. 9. Relative concentration of dissolved oxygen (% of saturation) in the Amur Bay waters: a — at surface, б — near the bottom

По результатам биологических исследований (Коновалова, 1972, 1980, 1984; Рассашко, 1973; Sorokin, Konovalova, 1973; Вышкварцев, Карапетян, 1979; Вышк-варцев, Коновалова, 1979; Кузнецов, 1983; Паутова, Силкин, 2000; Шевченко и др., 2004; Морозова, Орлова, 2005) на акватории зал. Петра Великого выявлено три максимума биомассы фитопланктона: зимний (как правило, в январе—феврале), летний (в июле) и осенний (в конце сентября — октябре). Более того, в некоторых работах (Пропп, Пропп, 1981; Коновалова, 1984) отмечалось, что наблюдаемое весной значительное снижение плотности фитопланктона связано с истощением биогенных элементов в процессе зимнего развития водорослей, а также с прекращением конвективного перемешивания толщи вод. По данным М.В.Проппа и Л.Н.Пропп (1981), при зимнем развитии фитопланктона обнаружено также резкое снижение концентрации кремния в морской воде.

Для определения уровня содержания биогенных элементов в морской воде 15 февраля 2005 г. были выполнены полевые наблюдения на 6 станциях со льда Амурского залива. Их расположение и номера представлены на рис. 10, а величины океанографических параметров, наблюденные на этих станциях, помещены в таблице. Обращают на себя внимание, как правило, очень низкие концентрации биогенных веществ в водах Амурского залива. Только в приустьевой области р. Раздольной содержание фосфатов и силикатов в морской воде существенно возрастает (соответственно до 0,83 и 63,1 мкмоль/л). Представленные в таблице величины не выходят за пределы весенних и летних концентраций (Ластовец-кий, Вещева, 1964; Основные черты гидрохимии ..., 1989; Рачков, 2002) и свидетельствуют о практически полной утилизации силикатов. Эти результаты также находятся в хорошем соответствии с данными Г.В.Коноваловой (1972), из которых следует, что главная роль в образовании биомассы и численности фитопланктона зимой принадлежит диатомовым водорослям.

43.34 43.32 43.30 43.28 43.26 43.24 43.22 43.20 43.18 43.16

Рис. 10. Положение станций с определениями биогенных элементов 15 февраля 2005 г.

Fig. 10. Location of stations of biogenic elements content measurement on the 15th of February, 2005

131.60 131.65 1 31.70 131.75 131.80 131.85 131.90 1 31.95 132.00 132.05 132.10

Значения гидрологических и гидрохимических параметров на отдельных станциях в Амурском заливе, полученных 15 февраля 2005 г. Hydrological and hydrochemical characteristics values at several stations in the Amur Bay as per the 15th of February, 2005

№ станции Горизонт, м Температура, °С Соленость, /00 Фосфаты, мкмоль/л Силикаты, мкмоль/л

39 0 -1,80 34,96 0,48 4,4

40 0 -1,70 34,93 0,19 7,8

41 0 -1,52 29,70 0,83 63,1

42 0 Дно -1,53 -1,52 22 ОО Ю 33 0,21 0,22 1,0 1,1

43 0 Дно -1,58 -1,30 34,59 34,57 0,20 0,22 2,4 2,2

44 0 Дно -1,64 -1,52 34,61 34,44 0,24 0,30 1,4 3,1

Таким образом, проведенные полевые наблюдения со льда Амурского залива зимой 2005 г. позволили представить детальное пространственное распределение океанологических параметров (температуры, солености, щелочности, растворенного кислорода, фосфатов и силикатов) на поверхности и в придонном горизонте.

На режим океанологических параметров вод исследуемой акватории в зимний период основное влияние оказывают образование льда и материковый сток. Пространственное распределение температуры, солености и общей щелочности позволило определить ареалы распространения речных вод. На мелководных участках Амурского залива за счет образования льда соленость воды зимой увеличивается до 35,0-35,6 %о, а общая щелочность — до 2,47-2,78 мг-экв/л.

Низкий уровень содержания фосфатов и силикатов (соответственно 0,20,3 и 1,0-4,4 мкмоль/л) и высокий — растворенного кислорода (до 11,713,3 мл/л и 130-150 % насыщения) на преобладающей части исследуемой акватории свидетельствуют об интенсивном развитии фитопланктона в зимний период.

Авторы благодарны В.И.Матвееву, Н.А.Середа и М.Г.Швецовой за лабораторные определения солености, щелочности и биогенных элементов, а также искренне признательны А.П.Недашковскому за обсуждение полученных результатов и замечания на стадии написания статьи.

Литература

Алекин O.A., Ляхин Ю.И. Химия океана. — Л.: Гидрометеоиздат, 1984. — 344 с.

Вышкварцев Д.И., Карапетян Т.Ш. Сезонная динамика первичной продукции в мелководных бухтах залива Посьета (Японское море) // Биол. моря. — 1979. — № 2. — С. 28-33.

Вышкварцев Д.И., Коновалова Г.В. О механизмах зимнего "цветения" микроводорослей в водах залива Петра Великого (Японское море) // Биол. моря. — 1979. — № 1. — С. 72-73.

Гайко Л.А. Анализ многолетних наблюдений температуры воды и воздуха в заливе Петра Великого (Японское море) // Тем. вып. ДВНИГМИ № 3. — Владивосток: Дальнаука, 2000. — С. 62-76.

Гомоюнов К.А. Гидрологический режим бухты Патрокл в связи с метеорологическими условиями // Изв. ТОНС. — 1928. — Т. 1, вып. 2. — С. 3-45.

Данченков М.А., Фельдман К.Л., Файман П.А. Температура и соленость вод залива Петра Великого // Тем. вып. ДВНИГМИ № 4. — Владивосток: Дальнаука, 2003. — С. 10-25.

Дашко Н.А., Варламов С.М., Ким Е. Сеуп. Роль Охотского моря в формировании температуры воздуха и сумм осадков на юге Дальнего Востока // Тр. ДВНИГМИ. — 1996. — Вып. 147. — С. 173-196.

Климат Владивостока / Под ред. Ц.А.Швер. — Л.: Гидрометеоиздат, 1978. — 248 с.

Коновалова Г.В. Сезонная характеристика фитопланктона в Амурском заливе Японского моря // Океанол. — 1972. — Т. 12, вып. 1. — С. 123-128.

Коновалова Г.В. Микро- и наннопланктон Амурского залива зимой // Прибрежный планктон и бентос северной части Японского моря. — Владивосток, 1980. — С. 6-8.

Коновалова Г.В. Структура планктонного фитоценоза залива Восток Японского моря // Биол. моря. — 1984. — № 1. — С. 13-23.

Корякова М.Д. Гидрохимическая и гидрологическая характеристика морской воды одной из бухт зал. Петра Великого // Тр. ДВНИГМИ. — 1987. — Вып. 36. — С. 59-66.

Кузнецов Л.Л. Химические показатели и хлорофилл А во льду и подледной воде Амурского залива Японского моря // Биол. моря. — 1983. — № 2. — С. 59-61.

Ластовецкий Е.И., Вещева В.М. Гидрометеорологический очерк Амурского и Уссурийского заливов / Под редакцией Л.Н.Заокопной. — Владивосток: Приморское управление гидрометеорологической службы, 1964. — 264 с.

Лоция северо-западного берега Японского моря. — Л.: ГУНИО МО, 1984. — 316 с.

Методы гидрохимических исследований океана. — М.: Наука, 1978. — 270 с.

Морозова Т.В., Орлова Т.Ю. Мониторинг фитопланктона в районе хозяйства марикультуры в заливе Восток Японского моря // Биол. моря. — 2005. — Т. 31, № 1. — С. 11-16.

Мусина А.А. Солевой состав пролива Б. Вилькицкого // Тр. ААНИИ. — 1960. — Т. 218. — С. 159-199.

Недашковский А.П., Ильина Е.М., Швецова М.Г. Щелочно-хлорные отношения в морском льду Амурского залива (Японское море) // Тр. Антического регионального центра. — Владивосток, 2000. — Т. 2, ч. 1. — С. 145-150.

Омельяненко В.А., Куликова В.А., Погодин А.Г. Меропланктон Амурского залива (залив Петра Великого Японского моря) // Биол. моря. — 2004. — Т. 30, № 3. — С. 191-207.

Основные черты гидрохимии залива Петра Великого (Японское море) /

Н.Ф.Подорванова, Т.С.Ивашинникова, В.С.Петренко, Л.С.Хомичук. — Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. — 201 с.

Паутова Л.А., Силкин В.А. Зимний фитопланктон северо-западной части Японского моря. Некоторые закономерности формирования структуры фитоцена в прибрежном мелководье // Океанол. — 2000. — Т. 40, № 4. — С. 553-561.

Покудов В.В., Власов Н.А. Температурный режим прибрежных вод Приморья и острова Сахалин по данным ГМС // Тр. ДВНИГМИ. — 1980. — Вып. 86. — С. 109-118.

Пропп М.В., Пропп Л.Н. Гидрохимические основы процесса первичного продуцирования в прибрежном районе Японского моря // Биол. моря. — 1981. — № 1. — С. 29-37.

Рассашко И.Ф. Сезонная и годовая динамика пигментов фитопланктона в Амурском заливе Японского моря // Океанол. — 1973. — Т. 13, вып. 6. — С. 1084-1088.

Рачков В.И. Характеристика гидрохимических условий вод Амурского залива в теплый период года // Изв. ТИНРО. — 2002. — Т. 131. — С. 65-77.

Руководство по гидрологическим работам в океанах и морях. — Л.: Гидро-метеоиздат, 1967. — 556 с.

Семилетов И.П. О сезонной изменчивости содержания углеводородных газов и кислорода в заливе Угловом // Тр. ДВНИГМИ. — 1987. — Вып. 131. — С. 80-84.

Тищенко П.Я., Вонг Ч.Ш., Волкова Т.И. и др. Карбонатная система эстуария реки Раздольной (Амурский залив Японского моря) // Биол. моря. — 2005. — Т. 31, № 1. — С. 51-60.

Шевченко О.Г., Орлова Т.Ю., Масленников С.И. Сезонная динамика диатомовых водорослей рода Chaetoceros ehrenberg в Амурском заливе Японского моря // Биол. моря. — 2004. — Т. 30, № 1. — С. 30-38.

Carpenter J.H. The Chesapeake Bay Institute technique for the Winkler dissolved oxygen method // Limnol. Oceanogr. — 1965. — Vol. 10. — P. 141-143.

Fransson A., Chierici M., Anderson L.G. et al. The importance of shelf processes for the modification of chemical constituents in the waters of the Eurasian Arctic Ocean: implication for carbon fluxes // Continental Shelf Research. — 2001. — Vol. 21. — P. 225-242.

Sorokin Yu.I., Konovalova G.W. Production and decomposition of organic matter in a bay of the Japan Sea during the winter diatom bloom // Limnol. Oceanogr. — 1973. — Vol. 18, № 6. — P. 962-967.

Weiss R.F. The solubility of nitrogen, oxygen and argon in water and seawater // Deep-Sea Research. — 1970. — Vol. 17. — P. 721-735.

Поступила в редакцию 22.07.05 г.