Балтийское море глубина максимальная: Балтийское море

Ближайшие к Финляндии морские районы значительно менее глубокие. Самая глубокая точка Ботнического залива имеет глубину 146 метров, а самая глубокая точка Ботнического моря — 293 метра. Эти глубины расположены ближе к Швеции, чем к Финляндии.

Аландское море расположено в зоне разлома, поэтому его морское дно очень изрезано.Аландское море — это пролив, соединяющий Швецию и Аландские острова, а в водах около маяка Меркет глубина воды достигает менее 300 метров. Точная глубина всего 301 метр. Это единственная точка в Балтийском море, где такие глубины достигаются так близко к берегу.

Самая глубокая точка Финского залива имеет глубину 123 метра и расположена к северу от Палдиски, города в Эстонии.

Характеристика Балтийского моря по площади.Слева направо: площадь поверхности, средняя глубина, максимальная глубина и объем. (Источник: Myrberg et al. 2006)

Мирберг, К., Леппяранта, М., и Куоса, Х. 2006. Itämeren fysiikka, tila ja tulevaisuus. Palmenia-sarja 17, Yliopistopaino, 202 s.

Факты о Центральной Балтийском море

Границы | Основные статистические данные о притоке в Балтийский регион — пересмотренная версия

Введение

Расширение зон кислородного минимума (ОМЗ) в прибрежных и окраинных морях, а также в тропических океанах часто рассматривается как индикатор продолжающегося изменения климата (Stramma et al., 2008; Kabel et al., 2012). Среди множества драйверов адвекции ОМЗ и обновления воды ниже смешанного слоя решающее значение для баланса кислорода в ОМЗ имеет (Conley et al., 2009; Fischer et al., 2013; Neumann et al., 2017). В Балтийском море в начале 1980-х наблюдалось сильное сокращение так называемых основных балтийских притоков (MBI), что привело к снижению глубоководного обновления (Fischer and Matthäus, 1996). Одновременно увеличивалось ОМЗ в центральной части Балтики (Carstensen et al., 2014; Feistel et al., 2016). Связь между изменением климата, изменением баротропного водообмена с Северным морем и расширением бескислородных территорий в центральной части Балтийского моря интенсивно изучалась (например, Meier et al., 2011; BACC II Author Team, 2015; Lehmann et al., 2017). Тем не менее, не обнаружено четкого механизма, описывающего, как климатические изменения в атмосферной циркуляции могут вызвать наблюдаемое снижение частоты MBI.

Большой избыток пресной воды и очень ограниченный водообмен с Северным морем поддерживают солоноватоводные условия в Балтийском море (HELCOM, 1986). Высокий речной сток в восточной и северной части и приток соленой воды через Датские проливы создают эстуароподобную циркуляцию (Meier et al., 2006). Притекающая плотная соленая вода распространяется в глубокие слои и вызывает сильный вертикальный градиент солености в центральной части Балтийского моря с ярко выраженным галоклином на глубине около 60–80 м. Приток соленой воды уравновешивается апвеллингом, диапикнальным перемешиванием и оттоком солоноватой воды в поверхностный слой. Сильная стратификация галоклина ограничивает вертикальную вентиляцию от поверхности до верхнего перемешанного слоя. Таким образом, единственным источником обновления глубинных вод и вентиляции Балтийского моря является боковая адвекция богатой кислородом воды с высоким содержанием соли.

Водообмену с Северным морем препятствуют мелководные и узкие связи, море пояса и пролив. Ограничивающие поперечные сечения — пороги Дарсс в проливе Бельт и Дрогден в проливе Саунд (рис. 1) с глубиной порога 19 м и 8 м и площадью поперечного сечения 612 500 м ² и 52 750 м ² соответственно. Поток через эти каналы обусловлен баротропными и бароклинными градиентами давления в переходной зоне Балтийского и Северного морей (Lass et al., 1987; Девушка, 1988; Feistel et al., 2006). Соответственно, события притока делятся на баротропные и бароклинные притоки. Последние обусловлены градиентом солености между Балтийским и Северным морями и возникают в основном в спокойных летних условиях. В остальное время года баротропное воздействие значительно превышает бароклинное воздействие. Воздействие ветра и перепады атмосферного давления устанавливают разницу в уровне моря между Каттегатом и западной частью Балтийского моря, что приводит к баротропным притокам.Чтобы оказать значительное влияние на глубоководные условия в центральной части Балтийского моря, прилив должен переносить большие количества соленой и хорошо насыщенной кислородом воды в западную часть Балтийского моря. Эти события обычно считаются основным притоком в Балтийский регион.

РИСУНОК 1. Топография Балтийского моря и расположение станций временных рядов, использованных в этом исследовании. Гедсер Рев (GR), Дарсс Силл (DS), Дрогден Силл (DR), Оскарсгрундет (OG), Калксгрундет (KG), Борнхольмская впадина (BD), Готландская впадина (GD), Ландсорт (LO).

После длительного периода стагнации в декабре 2014 г. наблюдался экстремальный MBI (Mohrholz et al., 2015). Он сопровождался группой средних притоков до и после основного притока (Naumann et al., 2016). Поступающая соленая и богатая кислородом вода достигла ОМЗ центральной части Балтийского моря и превратила бывшую бескислородную глубинную воду в кислородные условия. Однако эффект вентиляции был более коротким, чем ожидалось, из-за наблюдений, сделанных после MBI в последние десятилетия (Neumann et al., 2017). Этот факт послужил поводом для пересмотра вклада МБИ в кислородное обеспечение глубоких бассейнов центральной Балтики. Удивительно, но обзор существующих временных рядов частоты MBI выявил убедительные доказательства того, что временной ряд MBI, установленный Фишером и Маттеусом (1996; обозначается как FM96), является предвзятым. Есть четыре основных вопроса, которые противоречат значительному сокращению частоты MBI в последние десятилетия:

1. Средняя соленость Балтийского моря не отображает долгосрочного тренда, хотя количество и интенсивность MBI сильно снизились с начала 1980-х годов (Matthäus et al., 2006).

2. С начала 1980-х годов временные ряды FM96 MBI отражают значительную нехватку второстепенных MBI, которые должны быть наиболее частой группой MBI. Это указывало на предвзятость метода обнаружения MBI.

3. Существует несоответствие между частотой MBI в FM96 и событиями больших изменений объема (LVC), полученными на основе изменений среднего уровня моря в Балтийском море (Lehmann and Post, 2015; Lehmann et al., 2017).

4. И недавние исследования с использованием «современных» числовых моделей предсказывают незначительное увеличение частоты MBI с потеплением климата и повышением уровня моря в переходной зоне между Балтийским и Северным морем (Schimanke et al., 2014; Hordoir et al., 2015).

Определения MBI были предоставлены Вольфом (1972); Franck et al. (1987), а совсем недавно — Фишер и Маттеус (1996). Обнаружение MBI основано в основном на доступных долгосрочных временных рядах солености, собранных в море Бельт и проливе датскими легкими кораблями. События баротропного притока были классифицированы с использованием комбинации эмпирических пороговых значений для вертикального градиента солености, донной солености и продолжительности условий притока (подробности см. В цитируемой литературе).Слабым местом этих определений является отсутствие прямой связи с водным транспортом, поскольку текущие измерения были доступны лишь изредка. Таким образом, Леманн и Пост (2015) изобрели концепцию «больших изменений объема», чтобы вывести интенсивность событий притока из соответствующего изменения общего объема воды в Балтийском море. Они обнаружили значительную разницу между частотой MBI и LVC, особенно с конца 1980-х годов, и объяснили уменьшение частоты MBI отрицательной тенденцией в восточных типах атмосферной циркуляции с одновременным увеличением западных типов циркуляции (согласно Jenkinson and Collison, 1977).Однако Rutgersson et al. (2014) не обнаружили устойчивых долгосрочных тенденций в ветровом воздействии и осадках в районе Балтийского моря, несмотря на выраженную межгодовую изменчивость. Также Schimanke et al. (2014) показали, что вероятность типичных метеорологических форсированных условий для MBI не изменилась. Только период с 1983 по 1993 год показывает отсутствие MBI, благоприятствующего условиям метеорологического воздействия.

Исключительный MBI в декабре 2014 г. предоставил возможность сравнить различные подходы для оценки объема притока и количества соли.Mohrholz et al. (2015) использовали прямые измерения солености и течений на пороге Дарсс, общее изменение объема Балтийского моря и гидродинамическую модель для независимых оценок интенсивности притока. В пределах своей неопределенности все методы показали сопоставимые результаты. Также определение FM96 MBI было применено к двум различным временным рядам в море Бельта (Gedser Rev и Darss Sill). Результаты показали высокую чувствительность полученной интенсивности FM96 MBI из местоположения измерений временных рядов и дали первую подсказку по причине предполагаемой систематической ошибки в серии FM96 MBI.

Общая цель этого исследования состоит в том, чтобы установить улучшенные непрерывные временные ряды MBI за период с 1887 года по настоящее время на основе доступных долгосрочных наблюдений. Пробелы во временных рядах FM96 для Первой и Второй мировых войн будут заполнены, и будут исследованы долгосрочные тенденции частоты баротропных притоков. В документе также будет представлен критический обзор частоты и силы притока за последние 120 лет, а также рассматривается проблема текущего определения MBI.

Материалы и методы

Объемный транспорт

Интенсивный баротропный приток вызывает быстрое увеличение общего объема воды V Балтики. Таким образом, водный баланс Балтийского моря можно использовать для расчета объема притока соленой воды из Северного моря. Временное изменение общего объема воды V зависит от речного стока R , испарения E , осадков P и объема потока через Датские проливы Q .

∂V∂t = Q + R + E + P⁢ (1)

Используя средний уровень моря η и площадь поверхности A Балтийского моря к востоку от Датских проливов, объем транспортировки Q через Датские проливы составляет:

Q (t) = 1A∂∂tη (t) −R (t) −E − P⁢ (2)

Испарение и осадки приблизительно уравновешивают друг друга (HELCOM, 1986). Климатологическое значение среднего количества осадков за вычетом излишка испарения считается постоянным значением 39.7 км ³ a ^-1 , без учета небольшой временной изменчивости этого потока пресной воды.

Средний уровень моря

Для расчета объемов транспорта через Датские проливы требуются последовательные временные ряды среднего уровня Балтийского моря и речного стока в Балтийское море. Временные ряды для среднего уровня моря в Балтийском море были получены из наблюдений в Landsort и Landsort Norra, опубликованных сервером SMHI Opendata (SMHI, 2018b). Станция Landsort наилучшим образом отображает средний уровень моря в Балтийском море, что хорошо подтверждается несколькими исследованиями (Lisitzin, 1974; Jacobsen, 1980; Franck and Matthäus, 1992; Feistel et al., 2008). Станция расположена в центральной части Балтийского моря недалеко от узловой линии первого режима баротропного бассейна (Wübber, Krauss, 1979; Jönsson et al., 2008). Почасовые данные об уровне моря доступны с ноября 1886 г. по сентябрь 2006 г. для станции Landsort (17,87 ° E 58,74 ° N) и с октября 2004 г. и далее для станции Landsort Norra (17,86 ° E 58,77 ° N). Для обоих временных рядов был изменен тренд, чтобы удалить долгосрочный сигнал эвстатического и изостатического подъема суши. Перекрывающийся диапазон с октября 2004 г. по сентябрь 2006 г. использовался для согласования обоих наборов данных друг с другом.Стандартное отклонение оставшихся различий между двумя станциями составляло 2,04 см для часовых данных. В перекрывающемся диапазоне построенные временные ряды уровня моря состоят из среднечасовых значений данных уровня моря без тренда, объединенных с обеих станций.

Местное ветровое воздействие на шкале времени до нескольких дней является причиной случайных сильных изменений уровня моря во временных рядах, отфильтрованных через фильтр нижних частот. Чтобы удалить этот мешающий сигнал, был применен пороговый фильтр, который устанавливает предел максимального изменения уровня моря за сутки.Мелкие и узкие Датские проливы демонстрируют ограниченную транспортную способность и действуют как фильтр нижних частот для общего изменения объема за время (Lass, 1988). Для данной разницы уровня моря Δη _s между Каттегатом и западной частью Балтийского моря перенос Q можно оценить с помощью квадратичного закона трения (Jacobsen, 1980; Omstedt, 1987).

Q = Δηs − BKf⁢ (3)

Где K _f — это эмпирический коэффициент трения для Море пояса или Звука, а B — смещение поправки на перепад уровня моря из-за бароклинного градиента давления вдоль канала.Значение B обычно составляет порядка нескольких сантиметров. Неопределенность этой оценки переноса составляет около 10% (Mattsson, 1996). Нижние пределы для K _f составляют 1,6 ⋅ 10 ^-10 с ² м ^-5 и 2 ⋅ 10 ^-11 с ² м ^-5 для звука и ремня. море соответственно (Jakobsen et al., 1997, 2010). Перепад уровня моря между Каттегатом и западной частью Балтийского моря редко превышает 100 см (Hela, 1944).Максимальный наблюдаемый перепад уровня моря между станциями Гедсер и Хорнбек с 1900 года по настоящее время составил 280 см. Используя ограничения для K _f и максимальный перепад уровня моря Δη _s в 300 см, верхний предел транспортировки через Датские проливы составляет около 45 км ³ d ^-1 . Это соответствует максимальному изменению среднего уровня моря на 12 см d ^-1 и сравнивается с оценками, данными Хелой (1944) и Лассом (1988). Изменения уровня моря Landsort выше этого предела не вызваны водообменом с Северным морем и были удалены из временного ряда.

Другие ярко выраженные краткосрочные колебания уровня моря в Ландсорте, которые не превышают порог максимального изменения уровня моря, вызваны сейшами, инерционными движениями, приливами и частично местным ветровым воздействием. Эти процессы не имеют отношения к транспорту в Датских проливах. Самый медленный из этих сигналов — первая сейша собственно Балтики с периодом 27 ч. Чтобы исключить краткосрочные колебания процессов, которые не вносят вклад в общее изменение объема, временной ряд уровня моря был подвергнут фильтрации нижних частот с использованием фильтра Баттерворта 4-го порядка, равного 0.0347 ч ^-1 (1,2 дня) частота среза. Отфильтрованные временные ряды уровня моря Landsort использовались в качестве среднего уровня Балтийского моря для расчета изменений общего объема.

Речной сток

Второй важной составляющей водного бюджета является избыток пресной воды из рек, впадающих в Балтийское море. В среднем средний речной сток 436 км ³ a ^-1 почти сопоставим с общим притоком соленой воды из Северного моря и примерно в 10 раз больше, чем чистый поток пресной воды от осадков и испарения на море. поверхность.Однако речной сток демонстрирует большую сезонную и межгодовую изменчивость, которая учитывается при оценке объемов переноса. Данные о речном расходе были получены из нескольких источников. К сожалению, они не охватывают весь временной диапазон с 1886 года по сегодняшний день. Данные о годовом расходе с 1950 по 2012 год можно найти в информационных бюллетенях ХЕЛКОМ (Kronsell and Andersson, 2013). Оценки годового стока реки с 1901 по 1949 год были взяты из Cyberski et al. (2000). Реконструированные данные по стоку за период до 1901 г. из Hansson et al.(2011). Месячные данные по стоку за 1921–1975 годы доступны у Mikulski (1982), а также у Cyberski et al. (2000) за 1976–1990 годы. С 1981 по 2017 год ежедневный сброс из выходных данных модели HYPE (настройка: E-HYPEv3.1.3_GFD; HYPE_version_4_10_9) обеспечивается SMHI (2018a). Модель откалибрована с использованием суточных данных со станций речного стока.

Используя приведенные выше данные, были построены годовые временные ряды по расходам за период 1887–2017 гг. И месячные временные ряды за период 1921–2017 гг.Кроме того, на основе набора данных Mikulski (1982) была рассчитана месячная климатология стока за период 1921–1940 гг. Климатология и временные ряды годовых расходов используются для расчета данных о ежемесячных расходах за период 1887–1920 гг. Это позволило восстановить временные ряды месячных расходов за весь период 1887–2017 гг. После этого данные о суточных расходах были интерполированы из месячных временных рядов. Подробный статистический анализ стока Балтийской реки выходит за рамки данного исследования и может быть найден e.g., в Bergström and Carlsson (1994).

Полученные временные ряды почасового изменения уровня моря и суточного стока используются для расчета временного ряда общего баротропного переноса объема Q (t) в Балтийское море в соответствии с уравнением (2). Климатологическое значение среднего количества осадков за вычетом излишка испарения считается с постоянным дневным излишком 0,109 км ³ d ^-1 .

Данные о солености

Для расчета массы соли, импортированной во время притока, требуется информация о солености поступающей воды.Для некоторых периодов данные о солености в Море Пояса и Звуке доступны с наблюдений плавучих маяков, стационарных станций и буев. Временной масштаб процессов притока порядка нескольких дней требует, по крайней мере, ежедневных наблюдений, чтобы охватить событие притока с надлежащим разрешением. Для моря Бельта, а именно для района Дарсс-Силл, ежедневные данные о солености доступны с датского легкого судна «Gedser Rev» в период с 1897 по 1976 год. В этом наборе данных есть два основных пробела из-за мировых войн I и II (Feistel et al., 2008). Второй набор данных ежедневных наблюдений солености со станции Darss Sill МАРНЕТ доступен за период с 1992 года по настоящее время. Фишер и Маттеус (1996) использовали тот же набор данных. Соленость в обоих местах измерялась на разной глубине и в несколько разных положениях в последующие периоды измерений. Для оценки последовательных суточных временных рядов средней солености за весь период исследований данные были интерполированы по вертикали на эквидистантный вектор глубины с разрешением 1 м.Поскольку вертикальный градиент солености слаб во время баротропного притока, интерполяция вызывает лишь небольшую погрешность. Интерполированные профили солености были усреднены для получения дневных временных рядов средней солености на восточной окраине пояса s _B (t) .

Смещение во временном ряду солености вызвано разными точками наблюдения. Станция MARNET Darss Sill расположена примерно в 47 км к востоку от позиции легкого корабля Gedser Rev. Поперечное сечение моря пояса почти вдвое больше, чем 0.461 км ² на станции Gedser Rev до 0,844 км ² на станции МАРНЕТ (Mohrholz et al., 2015). Между двумя станциями поступающая соленая вода разбавляется за счет уноса солоноватой поверхностной воды из бассейна Аркона. К сожалению, не существует перекрывающегося периода наблюдений временных рядов в обоих положениях, что позволяет оценить уменьшение солености. Однако результаты модели предполагают среднее уменьшение солености притекающей воды примерно на 1,5 между обеими станциями (Mohrholz et al., 2015). Таким образом, средняя соленость, измеренная на пороге Дарсс, была увеличена на это смещение, чтобы получить последовательные временные ряды для всего периода исследования.

Данные о солености в море Бельта охватывают 68% периода времени с 1887 по 2017 год. Основные пробелы во временных рядах средней солености существуют до 1897 года, во время обеих мировых войн (ноябрь 1915 — февраль 1920 и ноябрь 1939 — сентябрь 1945) , и в период с апреля 1976 г. по ноябрь 1991 г. Для этих промежутков была задана соленость притекающей воды со средними значениями 18.2 и 21.7 для Море пояса и Звука соответственно. Каковы средние значения для 90 крупных притоков в период с 1897 по 1976 год (Fischer and Matthäus, 1996). Стандартное отклонение этих средних значений составляет 1,2 и 1,4. Применение постоянной солености притока вызывает неопределенность 7-8% в общей соленой массе событий притока, которые имели место в периоды без наблюдений солености.

Данные о солености для Звука доступны из наблюдений с легковых судов в Оскарсгрундете (55 ° 35 ′ северной широты, 12 ° 51 ′ восточной долготы) и Калксгрундете (55 ° 37 ′ северной широты, 12 ° 53 ′ восточной долготы), опубликованных сервером SMHI Opendata ( СМХИ, 2018б).Данные охватывают период с января 1883 года по декабрь 1961 года в Оскарсгрундете и с января 1883 года по декабрь 1922 года в Калксгрундете соответственно. Оба временных ряда содержат несколько пробелов. Наиболее полный период с ежедневными наблюдениями — с января 1883 г. по декабрь 1922 г. После этого частота наблюдений была сокращена до 10-дневного интервала. Другой набор данных о солености в Звуке был получен из базы данных EMODNET. Этот временной ряд охватывает период с июня 2001 г. по июль 2010 г. для станции Дрогден (55 ° 32′N, 12 ° 43′E).Станция расположена примерно в 8 км к юго-востоку от исторической позиции плавучего маяка Оскарсгрундет, но внутри пролива (сравните Рисунок 1).

Соляные транспортеры

Для расчета переносов соленой воды в Балтийское море временной ряд общего объема транспорта Q (t) был разделен с фиксированным соотношением на объемы переносов через ленту Q _B (т) и звук Q _S (т) .

Q (t) = r⋅QB (t) + (1 − r) Qs (t) с r = 0.78

Это соотношение было проанализировано несколькими авторами и обычно колебалось от 75 до 80% для Моря Пояса и от 25 до 20% для Звука (например, Jacobsen, 1980; Mattsson, 1996). Соотношения 80/20%, 78/22% и 75/25% были применены для проверки его воздействия на общую массу соли, импортируемой во время MBI. Ниже индексы B и S используются для обозначения аналогичных переменных для пояса и звука. Если используемые уравнения одинаковы для обоих каналов, дается только уравнение для пояса.

Обычно существует фронт солености между солоноватыми поверхностными водами Балтийского моря и солеными поверхностными водами Каттегата. В условиях оттока этот фронт расположен на северной окраине Датских проливов. Прежде чем произойдет приток соленой воды в западную часть Балтийского моря, фронт солености должен сместиться за пределы Дарссского порога в проливе и Дрогденского порога в проливе. Этот период притока до тех пор, пока соленая вода не достигнет порога Дарсс, описывалась как период, предшествующий МБИ (Matthäus and Franck, 1992), который обычно длится 5–25 дней.В это время Море Пояса и пролив промывают соленой водой Каттегат. Из-за разных объемов и транспортных возможностей обоих каналов фронт солености достигает Балтики сначала в проливе, а через несколько дней — в море пояса. Поскольку временные ряды солености имеют большие промежутки, по этим данным невозможно было определить периоды, когда фронт солености расположен на балтийской стороне порогов для всего периода исследования. Вместо этого транспорты в поясе и проливе, полученные на основе изменения объема Балтики, использовались для оценки приблизительных положений фронта солености p _B (t) и p _S (t ) фронта солености. канал.В условиях притока смоделированный фронт солености смещался от Каттегата [ p (t) = 0 ] в сторону Балтики до тех пор, пока он не достигал балтийской кромки канала [ p (t) = 1 ], и наоборот. Позиции фронтов рассчитывались пошагово для каждого временного шага t с использованием эффективного буферного объема V _buffer 110 км ³ для Море Пояса и 10 км ³ для Звука, соответственно:

pB (t + 1) = pB (t) QB (t) ⋅ΔtVbufferwithpB (t + 1) = 1⁢ для pB (t + 1)> 1pB (t + 1) = 0⁢ для pB (t + 1 ) <0

Объемы буфера были получены из топографических данных Seifert et al.(2001), за исключением более крупных участков Кильской бухты и Мекленбургской бухты в море Бельта. Буферные объемы сравниваются с объемами притока солоноватой воды в предшествующий период недавнего MBI в декабре 2014 года (Mohrholz et al., 2015), которые были оценены в 103 и 110 км для моря пояса с использованием двух независимых методов расчета. .

Временные ряды объема поступающей воды были получены из временных рядов баротропного переноса в обоих каналах:

VB (t) = QB (t) ⋅Δt⁢ с VB (t) = VB (t) ⁢ для QB (t)> = 0 VB (t) = 0⁢ для QB (t) <0

Перенос соли S (t) в Балтийское море был рассчитан путем умножения объема поступающей воды V (t) на среднюю соленость s для Морского пояса и залива.Только перевозки в случаях, когда фронт солености p (t) расположен на балтийской стороне каналов [ p (t) = 1 ], учитывались как импорт соленой воды в Балтийское море.

SB (t) = VB (t) ⋅sB (t) ⁢ с SB (t) = SB (t) ⁢ для pB (t) = 1SB (t) = 0⁢ для pB (t) <1

Обнаружение событий MBI

После этого MBI должны быть обнаружены во временном ряду притока и массы импортированной соли. Прямое применение критериев MBI, разработанных FM96, невозможно, так как они основаны на стратификации и солености дна в поясе и проливе.Этот метод является косвенной мерой для транспортировки физиологического раствора. Критерии, согласно которым приток должен длиться не менее пяти дней подряд на пороге Дарсс, чтобы его можно было засчитать как MBI, могут быть применены к нашему временному ряду по транспортировке. Однако он является искусственным в том смысле, что при этом значении не происходит естественного падения частотного распределения длительностей событий притока.

Из временного ряда объемов притока были определены единичные события баротропного притока путем идентификации всех периодов с непрерывным направленным внутрь переносом объема [V (t)> 0].Это приводит к большому количеству краткосрочных баротропных притоков в обоих каналах, поскольку высокая изменчивость переноса в проливах вызывает частые изменения направления потока. Это часто разбивает большие притоки на несколько второстепенных событий. Franck et al. (1987) считали два последовательных события притока как один, если перерыв между двумя событиями был короче 2 дней, а донная соленость и коэффициент стратификации соответствовали определенным пределам. Это было неприменимо для нашего подхода к объемным перевозкам и транспортировке соли.Для принятия решения о том, относятся ли последующие события притока к одному более крупному событию притока, снова использовался временной ряд уровня моря в Ландсорте. Время реакции уровня Балтийского моря на внешнее баротропное воздействие, например, изменение уровня моря в Каттегате, составляет около 10 дней (Lass, 1988). Это применяется, чтобы определить, принадлежат ли последовательные события притока к одному основному притоку. Временные ряды среднего уровня моря были отфильтрованы фильтром нижних частот с 10-дневным отсечным периодом фильтра Баттерворта. В этом временном ряду, отфильтрованном через фильтр нижних частот, устранены краткосрочные колебания среднего уровня Балтийского моря, которые вызывают кратковременное изменение направления потока в Датских проливах.Теперь последующие события притока, которые происходят в тот же период монотонного повышения уровня моря, полученные из 10-дневного временного ряда среднего уровня моря, отфильтрованного через фильтр нижних частот, были объединены в одно событие притока. Это снизило общее количество событий баротропного притока с 2781 до 2022 в период с 1887 по 2017 год.

После этого для каждого события притока были рассчитаны время начала и окончания притока, начало перелива солевого раствора, общий объем притока, объем соленой воды и масса импортированной соли для обоих транспортных каналов.Около 70% (1415) случаев баротропного притока были достаточно сильными, чтобы переносить соленую воду в Балтийское море. Эти события бывают двух типов: притоки, которые переносят соленую воду исключительно через пролив в Балтийское море, и притоки с притоком соленой воды через оба канала. Для статистического анализа и сравнения с временными рядами MBI Фишера и Маттеуса (1996) были извлечены три подмножества событий притока. Комплект DD1 охватывает все мероприятия с притоком соленой воды в течение не менее 1 дня на пороге Дрогден в проливе Саунд.Набор DS1 содержит события притока с притоком солевого раствора через пролив и по крайней мере 0,5-дневным притоком солевого раствора на порог Дарсс. Все события, которые длятся не менее 5 дней на Дарссском пороге, были обобщены в наборе DS5, наиболее сопоставимом с временным рядом FM96. DS5 — это подмножество DS1, которое является подмножеством событий DD1.

Состояние дна в бассейнах Центрального Борнхольма и Восточного Готланда

Пересмотренные временные ряды событий MBI были подтверждены данными об условиях окружающей среды в глубоком слое (85–90 м) Борнхольмской котловины и восточной части Готландской котловины (200 м).Данные о температуре, солености и концентрации кислорода на глубинах были получены из базы данных ICES (Международный совет по исследованию моря [ICES], 2014) и из базы данных IOW ODIN. Данные были собраны в основном в рамках конкретных национальных мероприятий по мониторингу в соседних странах Балтии и в ходе многочисленных исследовательских проектов. Хотя методы наблюдения и отбора проб температуры, солености и концентрации кислорода менялись со временем, все доступные данные были объединены в один временной ряд для каждого параметра.Данные о солености приведены в единицах практической солености согласно ТЭОС-10 (IOC et al., 2010). Концентрации кислорода даны в старой единице [мл л ^-1 ], поскольку это исходная единица для большинства данных по кислороду. Временной ряд глубинных вод Борнхольмской впадины охватывает период с 1960 по настоящее время и состоит из 2930 точек данных, собранных в районе станции Борнхольмская глубина (BY5, 55 ° 15′N 15 ° 59′E). Временные ряды солености для восточной части Готландской впадины содержат данные с 1877 г. по настоящее время.Большинство из 924 точек данных было собрано после 1951 г. на станции Готландская глубокая или вблизи нее (BY15, 57 ° 19′N 20 ° 03′E).

Результаты

Последовательность событий баротропного притока была рассчитана для трех различных соотношений переноса между морским поясом и проливом (75/25, 78/22 и 80/20) и для переменной предписанной солености, временами без наблюдений за соленостью (соленость Звук / пояс : 17,2 / 20,7, 18,2 / 21,7 и 19,2 / 22,7). Результаты были усреднены, и была рассчитана неопределенность массы импортированной соли для каждого случая притока.Общее количество событий притока в определенных подмножествах DS5, DS1 и DD1 за период 1897–2017 гг. Составило 132, 296 и 1415, соответственно. Импортированная соляная масса из явлений притока подмножества DS5 изображена на Рисунке 2 вместе с их неопределенностью и соленостью на 200 м в бассейне восточного Готланда. Суммарная солевая масса наиболее сильных событий колеблется от 2 до 5 Гт. Экстремальные явления с импортом соли более 4 Гт были обнаружены в 1898, 1921, 1951 и 2014 годах. Самым сильным явлением является приток в декабре 1951 года с 4.66 Гт импорт соли. Усредненные свойства событий притока подмножеств DS5, DS1 и DD1 сведены в Таблицу 1.

РИСУНОК 2. Время и общая соленая масса событий баротропного притока из набора притока DS5 (синие столбцы) и их неопределенность (красный диапазон) по сравнению с временными рядами солености на глубине 200 м в центрально-восточном бассейне Готланда.

ТАБЛИЦА 1. Количество событий баротропного притока и усредненные свойства для подмножеств притока DS5, DS1, DD1 и последовательности притока FM96 за период 1887–2017 гг.

Для оценки долгосрочных тенденций количество баротропных притоков в год и соответствующий импорт соли в год были рассчитаны для трех подмножеств притока. Из-за их стохастической природы частота событий, а также годовой импорт соли демонстрируют большие колебания из года в год, особенно для подмножества DS5. Таким образом, количество событий притока было объединено в последующие 5-летние разделы, а временные ряды импорта соли были отфильтрованы сглаженным текущим средним фильтром нижних частот с периодом отсечения 11 лет.Результаты показаны на Рисунке 3. Годовое количество событий притока подмножеств DD1 и DS1 отражает только незначительные изменения от года к году. Набор притока DS5 имеет ярко выраженную межгодовую изменчивость, что проявляется в количестве событий притока для 5-летних участков. Долгосрочные средние числа событий притока выявили 10, 23 и 108 событий за 10 лет для подмножеств DS5, DS1 и DD1, соответственно. Также ежегодно импортируемая масса соли увеличивается с 1,58 до 2,54 и 4,02 Гт для трех временных рядов.Число баротропных поступлений и годовой импорт соли для подгрупп DS1 и DS5 отражают меж десятилетние колебания с расчетным периодом в 20–30 лет. Локальные минимумы количества более крупных притоков (DS5) и годового поступления соли для всех подмножеств были обнаружены в 1905, 1930, 1960, 1987 и 2007 годах. Локальные максимумы наблюдались в 1898, 1920, 1940, 1975 и 1996 годах. Также 2017 год кажется близким к локальному максимуму, хотя он может и не достигнуть реактивного уровня. Статистический анализ не выявил значимых долгосрочных тенденций ни в одном из наборов данных.

РИСУНОК 3. Количество событий баротропного притока в год в подмножествах DD1, DS1 и DS5 (вверху) . Количество событий баротропного притока за 5-летний период в подмножестве DS5 (в середине) и 11-летнем временном ряду, отфильтрованном через нижний фильтр, массы соли, ежегодно импортируемой событиями притока подмножеств DD1, DS1 и DS5 (внизу) .

Разделение притока соленой воды между морем Бельт и проливом варьировалось в зависимости от конкретных событий притока (рис. 4).Как правило, происходит смещение вклада в импортированную массу соли из Звука в Морской Пояс с увеличением силы событий притока. Для большинства случаев слабого притока отношение массы соли, проходящей через Морское Пояс, к массе соли через Пролив значительно ниже 1. Однако были также некоторые слабые события с отношением, превышающим 2. События с импортом соли более чем 2 Гт всегда имеют отношение выше 1, что указывает на то, что пояс является основным источником импорта соли. Как и ожидалось, количество импортируемой соли напрямую связано с изменением уровня моря в Ландсорте во время активного притока, поскольку предполагаемый перенос в Датских проливах основан на этом изменении уровня моря.Большинство случаев притока было связано с изменением уровня моря от 30 до 60 см. События притока с изменениями уровня моря ниже 20 см были исключительно незначительными событиями с импортом соли менее 0,5 Гт в Балтийское море (Рисунок 4, правая панель).

РИСУНОК 4. Разделение импорта соли между поясом Моря и проливом во время баротропного притока (слева) , и отношение общего изменения уровня моря в Ландсорте к общему импорту соли (справа) . События подмножеств DS5 отмечены синим, DS1 красным и DD1 желтым.

Для дальнейшего анализа баротропные притоки были отсортированы по классам размеров в соответствии с их импортированной соленой массой. Были определены два набора классов разного размера: один с разрешением 0,5 Гт для всего периода с 1887 по 2017 год, а второй — с разрешением 1 Гт для анализа месячного распределения. Для исследования долгосрочных изменений распределения классов размеров притока ряды притока были разбиты на три последующих 40-летних периода: с 1896 по 1935, с 1936 по 1975 год и с 1976 по 2015 год.Частота событий притока по классам размеров следует примерно экспоненциальному распределению, если учитывать все события баротропного притока (DD1). Для событий с переносом солевого раствора на пороге Дарсс (DS1 и DS5) количество небольших притоков уменьшается на один-два порядка, тогда как классы более высокого размера остаются неизменными (Рисунок 5). Месячное распределение количества событий притока зависит также от силы притока. Меньший приток через пролив (DS1) происходит примерно одинаково и распределяется в течение года с частотой на 10–20% зимой.За весь период с 1887 по 2017 год через пролив наблюдается около одного небольшого баротропного притока в месяц. Баротропные явления, которые также проходят через порог Дарс, ограничиваются зимним сезоном с максимальной частотой в декабре.

РИСУНОК 5. Частота событий притока, отсортированная по их классам размера (слева) и ежемесячное распределение всех событий притока (справа) подмножеств притока DD1, DS1 и DS5.

Подмножества притока DS1 и DS5 сравнивались с временным рядом FM96 за три 40-летних периода (Рисунок 6).FM96 содержит всего 96 MBI за этот период, что на 20 событий меньше, чем набор DS5. Однако у FM96 есть два пробела без данных во время Первой и Второй мировых войн, всего 10,5 лет. В период с 1896 по 1935 год количество событий сопоставимо между сериями FM96 и DS5 (Таблица 2). Кроме того, распределение классов по размеру почти одинаково, учитывая неопределенность из-за различных методов оценки и небольшого количества притоков. Месячное распределение притоков показывает некоторые различия для меньших притоков.Как и ожидалось, набор данных DS1 содержит большее количество второстепенных притоков, чем FM96 и DS5, поскольку эти события не соответствуют критериям продолжительности 5 дней на пороге Дарсс, и поэтому они не классифицируются как MBI. Однако количество средних и крупных притоков сопоставимо с FM96 и DS5. Распределение притока за период с 1936 по 1975 год соответствует форме предыдущего периода. И снова FM96 и DS5 отображают почти одинаковое количество событий притока во всех классах размеров. Также в этот период количество событий небольшого притока в наборе данных DS1 выше, чем в FM96 и DS5.Ежемесячное распределение средних и крупных событий сопоставимо между тремя сериями притока. Существенная разница FM96 и DS5 наблюдалась за 40-летний период с 1976 по 2015 год. Количество событий притока в FM96 упало с 40 и 45 событий в предыдущие периоды до 11 за последние 40 лет. Это было вызвано, в основном, отсутствием малых и средних притоков. Временные ряды DS5 и DS1 не показали аналогичного поведения. Здесь количество притоков остается на уровне предыдущих периодов.Также их ежемесячное распределение не изменилось за третий 40-летний период.

РИСУНОК 6. Ежемесячная частота классов притока в течение трех последующих 40-летних периодов 1896–1935 гг. (вверху) , 1936–1975 гг. (посередине), и 1976–2015 гг. (внизу) для притока серии FM96, DS5 и DS1.

ТАБЛИЦА 2. Количество событий баротропного притока серий притока FM96, DS5 и DS1 за три 40-летних периода и различных классов размеров.

Для анализа корреляции между событиями FM96 и новым временным рядом события из подмножеств DS5, DS1 и DD1 были связаны с одновременными событиями FM96. Все 108 событий FM96, которые произошли после 1887 года, присутствуют в подмножестве DD1. Ряд 93 и 61 события FM96 были обнаружены в подмножествах DS1 и DS5 соответственно. Импортированная соляная масса событий притока из серии FM96 была коррелирована с событиями подмножества DS5. Линейная аппроксимация по происхождению показала, что коэффициент корреляции R ² равен 0.8 (рисунок 7). События FM96, которые не содержались в подмножестве DS5, относятся к классам размеров ниже 2 Gt. В обоих наборах данных были обнаружены все сильные и экстремальные явления.

РИСУНОК 7. Корреляция событий FM96 и связанных событий притока подмножеств DS5 (синий), DS1 (красный) и DD1 (желтый). Соответствие исходной точки и ее доверительный интервал 99% показаны сплошными черными и пунктирными линиями.

Время и сила событий притока временных рядов DS5 и DS1 сравнивались с временным поведением солености и концентрации кислорода в глубоководном слое (85–90 м) бассейна Борнхольма за период с 1960 г. по настоящее время.MBI потенциально достаточно сильны, чтобы изменить условия окружающей среды, по крайней мере, в западной части Балтики. Таким образом, события притока должны оставить свой след в глубоководных свойствах Борнхольмского бассейна. Временные ряды солености изображают зубчатый узор (рисунок 8). Резкое повышение солености глубоководных вод произошло примерно через 20–30 дней после событий притока. За скачками следует фаза медленно уменьшающейся солености из-за диапикнального перемешивания и уноса слабосоленой воды из вышележащего верхнего слоя.Большие скачки солености с изменением более 2 г / кг ^-1 связаны со средним и сильным притоком в 1969, 1972, 1975, 1982/83, 1993, 2003 и 2014 годах. события вызывают скачки солености. Есть некоторые средние притоки, которые почти не влияют на соленость глубоководных вод в бассейне Борнхольма, например, 1964, 1973, 1984 или 1994. Эти события произошли в периоды высокой солености воды на глубине, установленной предшествующим притоком. Не каждый скачок солености может быть связан с событием притока DS5.Также некоторые из событий DS1 были достаточно сильными, чтобы значительно изменить соленость глубоководных вод (например, 1986, 1989, 1992, 2006 и 2010). Это было приурочено к периодам с засолением дна.

РИСУНОК 8. Временные ряды придонной солености (черный) и концентрации кислорода (красный) в Борнхольмской впадине (85–90 м), наложенные на события баротропного притока подмножеств DS5 (синие столбцы) и DS1 (зеленые столбцы) ).

Более чувствительным параметром для отслеживания событий притока в Борнхольмский бассейн является концентрация глубоководного кислорода.Хотя частота отбора проб была ниже, чем для солености. Почти каждое событие притока временных рядов DS5 и DS1 может быть обнаружено по концентрации кислорода в глубоководных водах, поскольку биогеохимический распад кислорода происходит намного быстрее, чем диапикнический унос слабосоленой воды в глубоководный объект. Хорошими примерами являются периоды с высокой соленостью после сильного притока, такого как 1972, 1993 или после 2014 года. Тогда соленость глубоководной воды все еще была на высоком уровне, тогда как концентрация кислорода была достаточно низкой, чтобы проследить следующий приток.

Обсуждение

Используя независимые и последовательные временные ряды уровня Балтийского моря, речного стока и солености, баротропная активность притока за последние 120 лет была реконструирована, и прежние пробелы в серии FM96 MBI были заполнены. Пересмотренный ряд притока включает любой баротропный приток в море Пролив и Бельт, который длится не менее 1 дня на пороге Дрогден (набор притока DD1). Это не согласуется с определением MBI Фишера и Маттеуса (1996). Для сравнения результатов этого исследования с серией FM96 были выбраны все случаи притока солевого раствора минимум за 5 дней на порог Дарсс.Эта группа баротропных притоков (DS5) больше всего похожа на классический MBI.

Как и ожидалось, приток DS5 происходит в основном в осенне-зимний период с сентября по апрель с максимальной частотой с ноября по январь, аналогично классическому MBI (Matthäus and Schinke, 1994). До 1983 года оба алгоритма для определения крупных баротропных притоков выявляли почти все события MBI, хотя расчетная сила особенно различалась между сериями притоков DS5 и FM96 (Рисунок 9).Это подтвердило применимость нового алгоритма, в котором используется уровень моря Landsort. Поскольку до 2006 г. изменений в методах наблюдений за уровнем моря не происходит, метод должен также давать надежные данные за период после 1983 г. В отличие от нынешних данных по ряду притока FM96, который предполагает сильное уменьшение частоты основного притока Балтийского моря после Это исследование 1980-х годов показывает, что частота основных притоков в Балтийский регион не отражает долгосрочной тенденции в течение последнего столетия. Однако существует выраженная межгодовая изменчивость с временным масштабом 25–30 лет.

РИСУНОК 9. Сравнение последовательности MBI DS5 (вверху) с FM96 (внизу) . Серые области обозначают периоды без данных. Внизу показана доступность наблюдений временных рядов на Gedser Rev и Darss Sill.

Алгоритмы обнаружения крупных баротропных притоков, использованные Фишером и Маттеусом (1996), и это исследование основаны на различных подходах. В классическом подходе использовались вертикальные профили солености на пороге Дарс и Саунд, предполагая, что баротропные условия притока характеризуются высокой соленостью и слабой вертикальной стратификацией.Кратковременное изменение направления потока во время притока этим методом не обнаруживается. Алгоритм обнаружения MBI FM96 имеет два основных ограничения. Во-первых, MBI не были получены напрямую от водного транспорта через Датские проливы. Во-вторых, применение фиксированных эмпирических порогов минимальной солености и вертикальной стратификации решающим образом зависит от места проведения измерений на порогах. Однако алгоритм FM96 дает надежные результаты, если доступны непрерывные наблюдения за соленостью и стратификацией в Датских проливах.

Оценка переноса на основе изменения уровня моря Landsort предоставляет более прямые оценки водообмена с Северным морем, хотя краткосрочные колебания во временных масштабах от часов до 1,5 дней были отфильтрованы. Это может привести к более высокой неопределенности для событий короткого притока, но события баротропного притока по шкале MBI с продолжительностью перелива не менее 5 дней на пороге Дарсс менее подвержены влиянию. Расчет массы завезенной соли иногда бывает простым, когда доступны измерения солености в датских проливах.Введение искусственных фронтов солености и средней солености притока на порогах Дарсс и Дрогден позволяет оценить импорт соли также в периоды без наблюдений за соленостью, хотя неопределенность импорта соли увеличивается. Это позволило реконструировать непрерывную и последовательную серию событий баротропного притока. Вариация коэффициента переноса между Море Пояса и Проливом в наблюдаемых пределах оказывает лишь незначительное влияние на силу событий притока.

Mohrholz et al.(2015) выдвинули гипотезу, что текущая статистика MBI смещена с момента окончания наблюдений за плавучим маяком на Gedser Rev в 1976 году. В частности, отсутствие слабых и средних притоков после 1980 года противоречит обычному частотно-интенсивному распределению MBI, приведенному Фишером и Маттеусом. (1996) за период 1897 — 1976 гг. (Ср. Рис. 6). События баротропного притока изображают экспоненциальное частотное распределение. Самые маленькие события имеют самую высокую частоту. Чем крупнее события, тем реже они происходят.Нет значительного изменения атмосферного воздействия, которое могло бы объяснить сдвиг частотного распределения в сторону более значительных притоков.

Параллельно с уменьшением активности притока в ряду притока FM96 около 1980 года, набор притока DS5 также показывает заметное падение частоты событий притока, которое объясняется межгодовой изменчивостью частоты притока. К сожалению, этот минимум повторяемости больших притоков произошел в то же самое время, когда были прекращены непрерывные наблюдения за соленостью на Гедсер Рев.В течение следующего десятилетия обнаружение MBI проводилось с использованием наблюдений за размером соленого глубоководного объекта в бассейне Арконы. Данные были собраны в ходе регулярных мониторинговых рейсов и случайных наблюдений IOW, связанных с проектами. Частота наблюдений была примерно раз в два месяца. Таким образом, незначительные события притока короткой продолжительности были отфильтрованы грубым пространственным разрешением и низкой частотой дискретизации наблюдений. Низкая частота MBI в серии FM96 между 1976 и 1991 годами может быть объяснена как временным падением частоты MBI из-за межгодовой изменчивости, так и окончанием непрерывных наблюдений солености на станции Gedser Rev.

В 1991 году на пороге Дарсс была установлена ​​новая наблюдательная платформа, которая с тех пор используется для непрерывного мониторинга водообмена через море Бельта. Эта станция является частью немецкой сети MARNET и расположена в 47 км к востоку от исторического местоположения плавучего маяка Gedser Rev. Площадь поперечного сечения моря Бельта увеличивается между обоими позициями с 0,46 км ² до 0,84 км ² . Станция МАРНЕТ Дарсс Силл расположена на краю бассейна Аркона примерно в 20 км к востоку от топографического Силла Дарсс.На пути соленой воды от Gedser Rev до Darss Sill и далее к станции MARNET Darss Sill унос окружающей солоноватой воды снижает соленость поступающей воды на 1–1,5, и даже изменяется стратификация. Из-за увеличения глубины воды к востоку от топографического силла Дарсс, приток соленого водоема погружается под солоноватоводную поверхность. На станции МАРНЕТ Дарсс Силл поверхностный слой состоит в большинстве случаев из поверхностных вод бассейна Аркона даже в условиях притока.Только сильные притоки, как в декабре 2014 г., охватывают также поверхностный слой на станции МАРНЕТ. Смещение в ряду притока FM96 после 1991 г. вызвано в основном смещением непрерывных наблюдений за соленостью к краю бассейна Аркона без корректировки критериев идентификации MBI. Как нижняя средняя соленость притекающей воды на станции МАРНЕТ, так и более сильная стратификация привели к сильному сокращению обнаруженных случаев притока. Это особенно повлияло на выявление событий незначительного притока, которые больше не признавались как MBI.Однако также некоторые более крупные баротропные притоки не соответствовали критериям MBI. Хорошим примером является приток в ноябре 1996 г., в результате которого в Балтийское море было перенесено около 80 км ³ высокосоленой воды, но не отвечавшей критериям MBI на пороге Дарсс (Matthäus et al., 1996). По завезенной массе соли от 1,5 до 1,7 Гт этот приток следует классифицировать как средний балласт.

Дополнительным свидетельством того, что перенос соли в Балтийское море не изменился, является его стабильная средняя соленость в течение последних десятилетий.Используя хорошо установленные долгосрочные средние значения объема и средней солености поступающей соленой воды около 480 км ³ с соленостью 17, общий импорт соли в год можно оценить в 8,2 Гт. Баротропный приток составляет примерно половину этого количества с 4 гт (таблица 3), что также подтверждается результатами Stigebrandt (1983). Более крупные события DS5, которые по сравнению с классическим MBI, вносят всего 1,6 Гт в год с большими межгодовыми колебаниями. Это всего 20% годового импорта соли в Балтийское море.Однако они имеют решающее значение для обновления глубокой воды и вентиляции. Более мелкие баротропные притоки (DD1 — DS5) поставляют в Балтийское море в среднем 2,44 Гт соли с гораздо более низкой годовой изменчивостью ± 0,8 Гт и почти постоянным количеством около 10 событий в год. Импорт соли на более мелкие мероприятия составляет в среднем 30% от общего импорта соли в Балтийское море. Долгосрочная изменчивость импорта соли в результате баротропного притока в основном вызвана изменчивостью событий DS5 (сравните Рисунок 3).

ТАБЛИЦА 3. Вклад баротропных притоков в общий годовой импорт соли Балтийского моря.

Вклад моря Пояса и пролива в общий импорт баротропной соли зависит от масштабов притока. Если все баротропные явления будут признаны, на Sound будет приходиться 2,79 Гт импортируемой соли в год по сравнению с 1,23 Гт соли, проходящей через порог Дарсс, что составляет соотношение 69 и 31%. Линтруп и Якобсен (1999) оценили годовой импорт соли через пролив Звука 2.3–4 Гт, на основе наблюдений за течением и соленостью в 1994–1997 гг. Поток через пролив в течение всего года в основном баротропный. Таким образом, оценка импорта соли в 2,79 Гт в год соответствует их результатам. Коэффициент переноса между проливом Пролив и Море Бельта только для событий DS5 составлял от 45 до 55%, со среднегодовым импортом соли 0,71 Гт и 0,87 Гт соответственно. Как и ожидалось, перенос соли в море пояса превышает перенос соли в случае крупных баротропных явлений.

Классификация событий баротропного притока как MBI остается открытым вопросом.Распределение классов размеров баротропных притоков имеет почти экспоненциальную форму. В распределении нет локального минимума, который дает надлежащее обоснование разделения между MBI и второстепенными баротропными событиями. Правило, согласно которому MBI должно длиться не менее 5 дней подряд на пороге Дарсса, также в некотором роде искусственно. Как показано на Рисунке 5, произошли события DS1, обычно не классифицируемые как MBI, которые транспортируют до 2 Гт соли в Балтийское море. В то время как значительное количество событий DS5 ограничено классами размера 0.5 и 1.0 Gt. Lehmann and Post (2015) ввели термин «большие изменения объема» (LVC), которые представляют собой баротропные притоки с общим изменением объема для Балтийского моря более чем на 100 км ³ за период 40 дней, независимо от количества импорт соли. Это определение включало речной сток и было пересмотрено Lehmann et al. (2017). Согласно их пересмотренному определению, для LVC требуется минимальный чистый приток в 60 км. ³ из Северного моря. Эти LVC-события имеют более высокую частоту, чем FM96 MBI.Mohrholz et al. (2015) рассчитали эффективный буферный объем около 110 км ³ для моря Бельта, который обычно должен быть заменен соленой водой до того, как начнется приток соленой воды на пороге Дарсс. Таким образом, текущий подход LVC кажется не подходящим для замены классического определения MBI, и на самом деле он не был предназначен Lehmann et al. (2017). Наиболее полезный подход был уже указан Фишером и Маттеусом (1996) при использовании общего объема импорта соли для их модифицированной классификации MBI.Хотя классификация событий баротропного притока на MBI и меньшие притоки может быть устаревшей с текущей точки зрения, можно применить классификацию размера FM96 без использования термина MBI. Затем баротропные притоки просто классифицируются как слабые, умеренные (или средние), сильные и очень сильные (или экстремальные) явления с использованием пределов импорта соли 1, 2 и 3 Гт соответственно. Однако это всего лишь предположение, и его необходимо обсудить в научном сообществе. Подобная классификация не имеет никакого отношения к экологическому воздействию конкретного баротропного притока.Безусловно, увеличивает вероятность того, что соленые воды притока достигают глубоких слоев центральной Балтики с его размерами, но также стратификация солености Балтики до притока имеет решающее влияние на обновление и вентиляцию глубинных вод. Включение экологических аспектов в классификацию MBI, таких как обеспечение кислородом глубинных слоев центральной Балтики, представляется возможным и полезным с точки зрения экосистемы. Однако это в значительной степени усложняет классификацию событий притока, поскольку требуемые данные отсутствуют до 1950 г.И даже сегодня временное и пространственное разрешение собранных данных недостаточно, чтобы проследить экологическое воздействие каждого конкретного случая притока.

Заключение

Основные результаты этого исследования резюмируются следующим образом:

1. Построен непрерывный ряд баротропного переноса соленой воды в Балтийское море за период с 1887 г. по настоящее время, что позволяет провести статистический анализ распределения явлений баротропного притока.

2.В отличие от серии притока FM 96, рассмотренная серия событий баротропного притока не отражает долгосрочного тренда в частоте событий и соответствующем годовом переносе соли за последние 130 лет.

3. Частота крупных баротропных притоков (события DS5) имеет ярко выраженную долгосрочную изменчивость с основным периодом около 25–30 лет.

4. Небольшие баротропные притоки происходят в течение года с низкой межгодовой изменчивостью и обеспечивают в среднем 30% общего переноса соли в Балтийское море.

5. Уменьшение частоты притока в серии FM96 после 1980-х годов можно объяснить систематической погрешностью, вызванной отсутствием ежедневных наблюдений за соленостью в период с 1976 по 1991 год и последующим смещением точки наблюдения на восток, без корректировки критериев идентификации MBI. .

6. Наблюдаемая временная изменчивость баротропных притоков соленой воды не объясняет увеличение периодов застоя в глубоководных районах Балтийского моря и распространение аноксических условий на дне в центральной части Балтийского моря.Это подчеркивает влияние усиления эвтрофикации как основного движущего фактора, как утверждали Зиллен и др. (2008); Конли и др. (2009) и ряд других исследований.

Необходимы дальнейшие исследования, чтобы связать долгосрочную изменчивость частоты притока с региональной изменчивостью климата и установленными климатическими индексами, например, САК. Кроме того, метод оценки переноса баротропных солей, используемый в этом исследовании, может быть дополнительно улучшен за счет дополнительных данных in situ по датским проливам и независимых расчетов переноса, полученных на основе местных различий уровня моря между Каттегатом и западной частью Балтийского моря.Однако это не изменит основных выводов, сделанных выше.

Заявление о доступности данных

Ежедневные временные ряды общего переноса через Датские проливы, полученные на основе изменения уровня моря Landsort / Landsort Norra, и реконструированная последовательность событий притока солей хранятся в базе данных IOW ODIN (https: //odin2.io-warnemuende. де). Эти временные ряды предоставляются с лицензией Creative Commons (CC) типа CC BY 4.0 (https://creativecommons.org/licenses/by/4.0 /).

Авторские взносы

Автор заявляет, что представленное исследование является его собственным оригинальным исследованием.

Финансирование

Эта работа финансируется институциональными фондами Института исследований Балтийского моря им. Лейбница в Варнемюнде в рамках исследовательского направления 3 «Изменение экосистем» и долгосрочной программы наблюдений за Балтийским морем, проводимой институтом.

Заявление о конфликте интересов

Автор заявляет, что исследование проводилось при отсутствии каких-либо коммерческих или финансовых отношений, которые могут быть истолкованы как потенциальный конфликт интересов.

Благодарности

Это исследование было бы невозможно без общедоступности наблюдений на местах, наблюдений, предоставленных несколькими учреждениями соседних с Балтийским морем стран. Эти данные основаны на повседневной работе бесчисленного количества людей. Их работа заслуживает большого признания. Данные об уровне моря Landsort и Landsort Norra, данные наблюдений за соленостью в Звуке с легких кораблей и данные стока из модели HYPE были предоставлены сервером OpenData SMHI.Данные о плавучем маяке на Gedser Rev были опубликованы DMI. Дополнительные гидрографические данные по Датскому проливу, центральному бассейну Борнхольма и бассейну восточного Готланда были предоставлены базами данных ICES, HELCOM и EMODNET. Данные со станции MARNET Darss Sill собираются в рамках немецкой программы морского мониторинга, финансируемой BSH и выполняемой IOW.

Список литературы

Команда авторов BACC II (2015). Вторая оценка изменения климата в бассейне Балтийского моря. Берлин: издательство Springer International Publishing.

Google Scholar

Бергстрём С. и Карлссон Б. (1994). Сток рек в Балтийское море: 1950-1990 гг. Ambio 23, 280–287.

Google Scholar

Карстенсен, Дж., Андерсен, Дж. Х., Густафссон, Б. Г., и Конли, Д. Дж. (2014). Деоксигенация Балтийского моря в прошлом веке. Proc. Natl. Акад. Sci. США 111, 5628–5633. DOI: 10.1073 / pnas.1323156111

PubMed Аннотация | CrossRef Полный текст | Google Scholar

Конли, Д.J., Björck, S., Bonsdorff, E., Carstensen, J., Destouni, G., Gustafsson, B.G., et al. (2009). Процессы, связанные с гипоксией в Балтийском море. Environ. Sci. Technol. 43, 3412–3420. DOI: 10.1021 / es802762a

PubMed Аннотация | CrossRef Полный текст | Google Scholar

Cyberski, J., Wróblewski, A., and Stewart, J. (2000). Притоки речных вод и объем воды Балтийского моря 1901-1990 гг. Hydrol. Earth Syst. Sci. Обсуждать. 4, 1–11. DOI: 10.5194 / hess-4-1-2000

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Фейстель Р., Науш, Г., и Хаген, Э. (2006). Необычная активность притока в Балтийский регион в 2002–2003 гг. И различные глубоководные свойства. Oceanologia 48, 21–35.

Google Scholar

Feistel, R., Seifert, T., Feistel, S., Nausch, G., Bogdanska, B., Hansen, L., et al. (2008). «Цифровое приложение», в State and Evolution of the Baltic Sea , edds R. Feistel, G. Nausch, and N. Wasmund (Hoboken, NJ: Wiley), 625–667.

Google Scholar

Фейстель, С., Фейстель, Р., Неринг Д., Маттеус В., Науш Г. и Науманн М. (2016). Гипоксические и бескислородные регионы Балтийского моря, 1969–2015 гг. Meereswiss Ber Warnemünde 100: 2016. DOI: 10.12754 / msr-2016-0100

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Фишер, Х., Маттеус, В. (1996). Важность дрогденского порога в звуке для основных притоков Балтийского моря. J. Mar. Syst. 9, 137–157. DOI: 10.1016 / S0924-7963 (96) 00046-2

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Фишер, Т., Banyte, D., Brandt, P., Dengler, M., Krahmann, G., Tanhua, T., et al. (2013). Диапикнальное снабжение кислородом тропической зоны кислородного минимума Северной Атлантики. Biogeosciences 10, 5079–5093. DOI: 10.5194 / bg-10-5079-2013

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Франк, Х. и Маттеус, В. (1992). Состояние уровня моря, связанное с основными притоками в Балтийский регион. Beitr. Meereskunde 63, 65–90.

Google Scholar

Франк, Х., Маттеус, В.и Сэммлер Р. (1987). Основные притоки соленой воды в Балтийское море в текущем столетии. Gerlands Beitr. Geophys. Лейпциг 96, 517–531.

Google Scholar

Ханссон, Д., Эрикссон, К., Омштедт, А., и Чен, Д. (2011). Реконструкция стока рек в Балтийское море, 1500–1995 гг. Междунар. J. Climatol. 31, 696–703. DOI: 10.1002 / joc.2097

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Хела И. (1944). Über die schwankungen des wasserstandes in der ostsee mit besonderer berücksichtigung des wasseraustausches durch die dänischen gewässer. Ann. Акад. Sci. Фенн. 134, 1–108.

ХЕЛКОМ (1986). Водный баланс Балтийского моря. Труды по окружающей среде Балтийского моря. Хельсинки: ХЕЛКОМ.

Ордуар, Р., Аксель, Л., Лептиен, У., Дитце, Х., Кузнецов, И. (2015). Влияние повышения уровня моря на динамику поступления солей в Балтийское море. J. Geophys. Res. Океаны 120, 6653–6668. DOI: 10.1002 / 2014JC010642

CrossRef Полный текст | Google Scholar

МОК, SCOR, IAPSO (2010). Международное термодинамическое уравнение морской воды — 2010: расчет и использование термодинамических свойств. Париж: ЮНЕСКО.

Google Scholar

Якобсен, Т. С. (1980). Проект Пояса. Балтийский морской водообмен — измерения и методы. Дания: Национальное агентство по охране окружающей среды.

Google Scholar

Якобсен, Ф., Хансен, И. С., Оттесен, Хансен, Н.-Э., и Оструп-Расмуссен, Ф. (2010). Гидравлическое сопротивление в Большом поясе, самом большом проливе между Северным и Балтийским морями. Estuar. Побережье. Shelf Sci. 87, 325–332. DOI: 10.1016 / j.ecss.2010.01.014

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Якобсен Ф., Линтруп М. и Мёллер Дж. С. (1997). Наблюдение за удельным сопротивлением в звуке Øresound. Hydrol. Res. 28, 217–232. DOI: 10.2166 / nh.1997.0013

CrossRef Полный текст

Дженкинсон, А. Ф., и Коллисон, Ф. П. (1977). Первоначальная климатология штормов над Северным морем, Меморандум Synoptic Climatology Branch Memorandum , Vol.62. Bracknell: Метеорологическое бюро.

Google Scholar

Йонссон, Б., Дёёс, К., Найкандер, Дж., И Лундберг, П. (2008). Стоячие волны в Финском заливе и их связь с балтийскими сейшами в масштабах всего бассейна. J. Geophys. Res. 113: C03004. DOI: 10.1029 / 2006JC003862

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Kabel, K., Moros, M., Porsche, C.H., Neumann, T., Adolphi, F., Andersen, T.J., et al. (2012). Влияние изменения климата на экосистему Балтийского моря за последние 1000 лет. Нац. Клим. Изменить 2, 871–874. DOI: 10.1038 / nclimate1595

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Ласс, Х. У. (1988). Теоретическое исследование баротропного водообмена между Северным морем и Балтийским морем и изменений уровня моря в Балтийском море. Beitr. Meereskunde 58, 19–33.

Google Scholar

Ласс, Х.У., Швабе, Р., Маттеус, В., и Франк, Э. (1987). О динамике водообмена между Балтийским и Северным морями. Beitr. Meereskunde 56, 27–49.

Google Scholar

Леманн, А., Хёфлих, К., Пост, П., и Мирберг, К. (2017). Пути глубоких циклонов, связанных с большими изменениями объема (LVC) и основными притоками в Балтийский регион (MBI). J. Mar. Syst. 167, 11–18. DOI: 10.1016 / j.jmarsys.2016.10.014

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Леманн, А., Пост, П. (2015). Изменчивость моделей атмосферной циркуляции, связанная с большими изменениями объема Балтийского моря. Adv. Sci. Res. 12, 219–225. DOI: 10.5194 / asr-12-219-2015

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Линтруп, М. Дж., И Якобсен, Ф. (1999). Важность рудных и дрогденских порогов для притока Балтийского моря. J. Mar. Syst. 18, 345–354. DOI: 10.1016 / S0924-7963 (98) 00018-9

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Лисицын, Э. (1974). Изменения уровня моря. Амстердам: Эльзевир.

Google Scholar

Matthäus, W., и Франк, Х. (1992). Характеристики основных балтийских притоков — статистический анализ. Продолж. Полка Res. 12, 1375–1400. DOI: 10.1016 / 0278-4343 (92)

-W

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Matthäus, W., Nehring, D., Feistel, R., Nausch, G., Mohrholz, and Lass, H.U. (2006). «Приток соленой воды в Балтийское море», в Состояние и эволюция Балтийского моря, 1952–2005 , ред. Р. Фейстель, Г. Науш и Н. Васмунд (Хобокен, штат Нью-Джерси: Wiley), 265 –309.

Matthäus, W., Nehring, D., Lass, H.U., Nausch, G., Nagel, N., and Siegel, H. (1996). Балтийское море в 1996 году — продолжение стагнации и снижение концентрации фосфатов. Deutsche Hydrogr. Z. 48, 161–174.

Google Scholar

Matthäus, W. и Schinke, H. (1994). Средние модели атмосферной циркуляции, связанные с основными притоками в Балтийский регион. Deutsche Hydrogr. Z. 46, 321–339. DOI: 10.1007 / BF02226309

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Маттссон, Дж.(1996). Некоторые комментарии к баротропному течению через Датские проливы и разделению потока между морем Бельта и Эресунном. Tellus 48A, 456–464. DOI: 10.3402 / tellusa.v48i3.12071

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Мейер, Х. Э. М., Андерссон, Х. К., Эйлола, К., Густафссон, Б. Г., Кузнецов, И., Мюллер-Карулис, Б. и др. (2011). Гипоксия в климате будущего: исследование модельного ансамбля для Балтийского моря. Geophys. Res. Lett. 38: L24608.DOI: 10.1029 / 2011GL049929

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Meier, H. E. M., Feistel, R., Piechura, J., Arneborg, L., Burchard, H., Fiekas, V., et al. (2006). Вентиляция глубоководных вод Балтийского моря: краткий обзор современных знаний по наблюдениям и моделям. Oceanologia 48, 133–164.

Google Scholar

Микульски, З. (1982). Приток реки в Балтийское море 1921–1975 гг. Варшава: Польская академия наук.

Google Scholar

Mohrholz, V., Науман, М., Науш, Г., Крюгер, С., Грэве, У. (2015). Свежий кислород для Балтийского моря — исключительный приток солей после десятилетия застоя. J. Mar. Syst. 148, 152–166. DOI: 10.1016 / j.jmarsys.2015.03.005

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Науманн М., Науш Г. и Мохольц В. (2016). «Последовательность четырех основных притоков Балтийского моря в период 2014–2016 гг. — обзор распространения и изменения окружающей среды», в Труды 1-й публикации Международного секретариата Балтийской Земли о множественных факторах, влияющих на изменения системы Земли в регионе Балтийского моря Нида, Куршская коса, Литва.9, 13–17.

Google Scholar

Нойман, Т., Радтке, Х., Зайферт, Т. (2017). О важности основных притоков Балтийского моря для насыщения кислородом центральной части Балтийского моря. J. Geophys. Res. Океаны 122, 1090–1101. DOI: 10.1002 / 2016JC012525

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Омштедт А. (1987). Водяное охлаждение на входе в Балтийское море. Tellus 39A, 254–265. DOI: 10.3402 / tellusa.v39i3.11758

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Рутгерссон, А., Яагус, Дж., Шенк, Ф., и Стендель, М. (2014). Наблюдаемые изменения и изменчивость атмосферных параметров в регионе Балтийского моря за последние 200 лет. Клим. Res. 61, 177–190. DOI: 10.3354 / cr01244

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Шиманке, С., Дитрих, К., Мейер, Х. Э. М. (2014). Алгоритм, основанный на колебаниях давления на уровне моря, для определения основных событий притока в Балтийский регион. Теллус 66A: 23452. DOI: 10.3402 / tellusa.v66.23452

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Зайферт, Т., Таубер, Ф., и Кайзер, Б. (2001). Сферическая сетка высокого разрешения для топографии Балтийского моря , 2-е изд., Стокгольм: Научный конгресс Балтийского моря, 25–29.

Google Scholar

ГМГИ (2018а). Гидрологические прогнозы для окружающей среды. Настройка модели HYPE 3-1-1. Норрчёпинг: SMHI.

Стигебрандт, А. (1983). Модель обмена воды и соли между Балтикой и Скагерраком. J. Phys. Oceanogr. 13, 411–427. DOI: 10.1175 / 1520-0485 (1983) 013 <0411: AMFTEO> 2.0.CO; 2

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Страмма, Л., Грегори, К., Джонсон, Г. К., Спринтолл, Дж., И Морхольц, В. (2008). Расширение зон минимума кислорода в тропических океанах. Наука 320, 655–658. DOI: 10.1126 / science.1153847

PubMed Аннотация | CrossRef Полный текст | Google Scholar

Вольф, Г. (1972). Salzwassereinbrüche im Gebiet derwestlichen Ostsee. Beitr. Meereskunde 29, 67–77.

Google Scholar

Wübber, C., и Krauss, W. (1979). Двумерные сейши Балтийского моря. Oceanol. Acta 2, 435–446.

Google Scholar

Зиллен, Л., Конли, Д. Дж., Андрен, Т., Андрен, Э., и Бьорк, С. (2008). Случаи гипоксии в Балтийском море в прошлом и роль изменчивости климата, изменения окружающей среды и антропогенного воздействия. Науки о Земле. Ред. 91, 77–92. DOI: 10.1016 / j.earscirev.2008.10.001

CrossRef Полный текст | Google Scholar

Гипоксия Балтийского моря принимает разные формы и размеры — Карстенсен — 2019 — Бюллетень по лимнологии и океанографии

Введение

Балтийское море известно своей красотой и ежегодно привлекает миллионы туристов.Однако посетителям менее известно, что под поверхностью воды большие территории в Балтийском море страдают от низких концентраций кислорода (гипоксия: O ₂ <2 мг / л ⁻¹ ), влияющих на водную жизнь и круговорот питательных веществ. (Карстенсен и др., 2014b). Гипоксия возникает, когда потребление кислорода превышает норму. Балтийское море естественно склонно к развитию гипоксии из-за ограниченного водообмена с Северным морем, многочисленных изолированных глубоких бассейнов и длительного времени пребывания в воде, составляющего ~ 30 лет (рис.1). Что еще более важно, масштабы гипоксии увеличились в 10 раз за 20 ^– гг. Из-за увеличения поступления питательных веществ из земли и атмосферы (Carstensen et al. 2014a).

Сегодня Балтийское море представляет собой самую большую искусственную «мертвую зону» в мире, общая протяженность которой составляет почти 70 000 км. ² (рис. 2а). В то время как эта огромная «мертвая зона», эквивалентная площади Дании в 1,5 раза или в три раза больше площади Мэриленда, привлекла внимание ученых и общественности, менее известно, что зона входа в Балтийское море, датская Проливы и несколько сотен прибрежных экосистем Балтийского моря также страдают от гипоксии (Conley et al.2011). Развитие гипоксии в этих системах значительно более динамично, от месяцев до нескольких дней. Это резко контрастирует с открытой центральной частью Балтийского моря, где гипоксия носит постоянный характер. Кроме того, лежащие в основе механизмы, вызывающие дисбаланс между потреблением и поставкой кислорода, также весьма разнообразны. Здесь мы исследуем различные формы гипоксии, наблюдаемые в Балтийском море.

Многолетняя гипоксия в открытом центральном районе Балтийского моря

Балтийское море состоит из нескольких глубоких бассейнов (самая глубокая — 450 м), а водообмен между Балтийским морем и Северным морем ограничен двумя неглубокими порогами (глубиной 8 и 15 м) в Датских проливах (рис.1). Летом средней интенсивности приток соленой воды случается регулярно, и притоки переплетаются вдоль изопикнических поверхностей с водой аналогичной плотности (Meier et al. 2006). Однако обновление глубинных придонных вод происходит довольно редко и происходит в виде крупных гравитационных плотных вторжений соленой воды при определенных ветровых условиях, когда вода проталкивается через Датские проливы (рис. 3a). Во время таких событий более плотные вторжения соленой воды каскадом проходят через бассейны, выталкивая «старую придонную воду» в следующий бассейн и выше в толщу воды.Следовательно, галоклин движется вверх в периоды более частого притока, тогда как он постепенно разрушается в периоды низкого притока. Однако были десятилетние периоды стагнации, обычно вызванные большим притоком пресной воды и высокими средними скоростями зонального ветра. Один такой период застоя произошел примерно с 1973 по 1993 год (рис. 2а). В течение этого периода галоклин был размыт вниз более чем на 10 м (Carstensen et al. 2014a). Таким образом, существующая гипоксическая вода не удаляется притоком соленой воды, а просто перемещается в другие районы, где она может повлиять на бентическую фауну и круговорот питательных веществ.Приток соленой воды также усиливает стратификацию, что снижает вертикальное перемешивание кислорода с придонными водами.

Механизмы, лежащие в основе многолетней гипоксии в открытом центральном районе Балтийского моря ( a ), сезонной гипоксии в Датских проливах ( b ) и эпизодической гипоксии на мелководных прибрежных водах, таких как Лимфьорд ( c ). Потенциал гипоксии существует, когда потребление кислорода превышает запас кислорода (области, заштрихованные красным).

Притоки соленой воды могут быть насыщены кислородом, когда они образуют придонное течение после прохождения порогов в Датских проливах, но повышение температуры на 1,5 ° C за последние 3–4 десятилетия означает снижение содержания кислорода в этой воде на 0,3–0,4 мг л ^-1 . Из-за большой потребности в кислороде от отложений кислород быстро истощается во вновь образовавшейся придонной воде, обычно менее чем за 6 месяцев. Таким образом, приток соленой воды может временно избавить от гипоксии, но, в конце концов, ухудшит кислородный режим в более длительных временных масштабах.

Значительное увеличение поступления питательных веществ с суши с 1950-х годов стимулировало избыточный рост водорослей, которые опускаются на дно, и является основной причиной высокой потребности донных отложений в кислороде. Однако частота дыхания также увеличилась с повышением температуры с глобальным потеплением. Кроме того, распространение гипоксии в Балтийском море способствовало высвобождению фосфора из отложений в толщу воды, что стимулирует рост азотфиксирующих цианобактерий летом.Эти неприятные цветения водорослей, которые также усиливаются за счет повышения температуры, становятся все более заметными в Балтийском море и теперь могут покрывать до 200 000 км ² каждое лето (Kahru and Elmgren 2014). Они также способствуют эвтрофикации Балтийского моря, добавляя в систему азот, что дополнительно стимулирует потребность донных отложений в кислороде, и, следовательно, гипоксия может увеличиваться и увеличивать выделение фосфора из отложений. Эта положительная обратная связь между распространением гипоксии и цветением цианобактерий была названа «порочным кругом Балтийского моря» (Vahtera et al.2007).

Гипоксия в открытом Балтийском море демонстрирует долгосрочное увеличение, модулируемое десятилетними изменениями притока соленой воды (рис. 2а). Увеличение поступления питательных веществ с суши является основной причиной этой растущей тенденции гипоксии, но она усугубляется условиями потепления и недавним распространением цианобактерий.

Сезонная гипоксия в Датских проливах

Датские проливы — это, по сути, вход в Балтийское море, соединяющий Балтийское море с Северным морем через Скагеррак (рис.1). Здесь придонный слой формируется из хорошо насыщенной кислородом поверхностной воды из более соленого Северного моря, которая проникает под вытекающую из Балтийского моря солоноватую воду в поверхностном слое (рис. 3b). Область постоянно стратифицирована и в ней преобладают сильные адвективные переносы как в поверхностных, так и в придонных слоях. Адвективный транспорт обусловлен избытком пресной воды в Балтийском море и ветровыми условиями, демонстрируя типичную сезонную картину с пониженным переносом придонной воды летом.В частности, этот донный перенос воды замедляется, когда летом преобладают более низкие скорости ветра с юго-восточного направления. Следовательно, из-за изменчивых метеорологических условий поступление кислорода в придонные воды также может быть весьма изменчивым. Время пребывания воды в придонном слое, как правило, составляет несколько месяцев, и придонная вода становится все более и более застойной ближе к порогам Балтийского моря, расположенным к юго-востоку от Дании.

Датский пролив также является продуктивным районом отчасти из-за его устьевого характера, где богатая питательными веществами придонная вода уносится в поверхностный слой.Потребление кислорода в придонных водах обусловлено осаждением органических веществ из поверхностных вод и более высокими температурами, обычно достигающими пика в конце лета и в начале осени. Датский пролив ежегодно испытывает сезонную гипоксию в это время, когда потребление кислорода превышает кислородное снабжение (рис. 2b), а степень гипоксии может варьироваться от 500 км ² до 5500 км ² . Самая большая и наиболее острая гипоксическая зона в придонных водах проливов наблюдалась в 2002 г.В качестве основных факторов сезонной гипоксии в этой области были определены три фактора: (1) донный перенос воды, (2) поступление питательных веществ с суши и (3) температура (Conley et al. 2007). Придонный водный транспорт поставляет кислород, поступление питательных веществ с суши стимулирует продуктивность и, следовательно, потребление кислорода, а температура увеличивает потребление кислорода и снижает его содержание при образовании придонной воды. Сочетание этих факторов привело к гипоксии, которая длилась до 20 недель, и изменила разнообразие и состав бентосной фауны на площади в несколько тысяч квадратных километров.

Гипоксические условия также были зарегистрированы для самых глубоких дыр в Датском проливе более 100 лет назад, но кислородные условия с тех пор ухудшились из-за сезонной гипоксии, расширяющейся в пространстве и на более длительные периоды. Из-за динамического характера придонных вод частицы гипоксической воды перемещаются с течением и могут поражать гораздо большие площади, чем та область, где они образовались. В 2002 году площадь гипоксии достигла пика в конце сентября и составила 5500 км ² , но за весь сезон пострадали примерно 9000 км, ² днища.

Эпизодическая гипоксия в мелких системах

Так же, как открытое Балтийское море и Датский пролив, которые естественно склонны к гипоксии, так же и многие прибрежные системы, только в меньшем масштабе. Существует много прибрежных систем с ограниченным обменом придонными водами из-за сложной топографии дна вокруг Балтийского моря, особенно на Стокгольмском и Финском архипелагах, где наблюдается гипоксия в большом количестве прибрежных экосистем (Conley et al.2011). Иногда воды из открытого Балтийского моря попадают в эти топографические впадины из-за внутренних волн и усиливающейся стратификации. В зависимости от стратификации и времени пребывания придонной воды в этих прибрежных системах гипоксия может быть эпизодической, сезонной или даже постоянной.

Стратификация является предвестником гипоксии, и многие прибрежные системы периодически стратифицируются. Некоторые прибрежные районы испытывают гипоксию из-за того, что придонные воды с дефицитом кислорода и большей плотностью из морских вод переносятся к берегу вдоль береговой линии или в эстуарные системы, часто образуя тонкий придонный слой (рис.3в). Дыхание отложений способствует быстрому истощению этого относительно небольшого объема воды кислородом, в результате чего на морское дно укладывается «гипоксический ковер». Это можно увидеть в устьях, выходящих на Датский пролив, где сильные ветры сгоняют придонные воды с низким содержанием кислорода на более мелкое побережье, в устья и заливы. В других случаях поверхностные воды с более высокой соленостью вторгаются в прибрежные системы и образуют придонный слой. Хотя эта богатая кислородом вода обеспечивает устойчивость к гипоксии, высокая частота дыхания в отложениях в конечном итоге потребляет весь кислород, если не нарушить стратификацию.Таким образом, гипоксия будет развиваться в зависимости от баланса между потреблением кислорода донными отложениями, толщиной придонного слоя и продолжительностью стратифицированных условий.

Одним из типичных примеров этого является эстуарный комплекс Лимфьорден на севере Дании (рис. 1), где степень гипоксии может колебаться от 0 до 200 км. ² . Гипоксия обычно нарастает в течение 1 недели при высоких температурах воды летом и может исчезнуть в течение нескольких часов, если усиливается ветер с правильного направления.Западные ветры приносят соленую воду из Северного моря в Лим-фьорд, и во внутренних частях лимана образуется тонкий придонный слой максимальной толщиной 2–3 м, максимальная глубина которого составляет 7 м. Данные мониторинга показывают, что этот тонкий слой становится обедненным кислородом в течение 1 недели, если водный столб остается стратифицированным (рис. 2c). С другой стороны, из-за мелководья ветры могут легко перемешать всю толщу воды. Следовательно, Лим-фьорд чувствителен к более длительным периодам с безветренной погодой летом, но потенциал для развития гипоксии заключается в высоком уровне потребления кислорода в этой системе, на которую сильно влияет поступление питательных веществ с суши.

Последствия для экосистемы

Морские организмы демонстрируют весьма разную устойчивость к низким концентрациям кислорода, причем наиболее чувствительны рыбы и ракообразные (Vaquer-Sunyer and Duarte 2008). Подвижные виды, такие как рыба, могут вырваться из карманов с гипоксической водой, но даже рыба может быть поймана близко к берегу из-за восходящей гипоксической воды. Это можно наблюдать почти каждый год на побережье Датского пролива, когда сильные западные ветры подталкивают истощенные кислородом придонные воды к береговой линии.Хороший пример этого явления произошел в заливе Эккернферде, Германия, в августе 2018 г. (рис. 4a). Стационарные бентосные организмы обычно могут переносить более низкие концентрации кислорода, чем рыбы, но уязвимы для длительных периодов низкого содержания кислорода. По мере снижения концентрации кислорода первыми исчезают наиболее чувствительные виды бентоса, что приводит к постепенному обеднению сообщества и, в конечном итоге, краху всего сообщества бентоса. Глубоко роющая макрофауна относится к числу наиболее чувствительных видов к низким концентрациям кислорода, что означает, что биотурбация донных отложений и биоирригация теряются на начальных этапах развития гипоксии.Следовательно, если гипоксия сохраняется в течение более длительных периодов времени, эти важные бентические процессы становятся все более зависимыми от мейофауны, заселяя лишь несколько верхних миллиметров осадка.

( a ) Убийство рыбы в заливе Эккернферде, Германия, август 2018 г. ( b ) Цианобактерии цветут у польского побережья в Гданьском заливе, июль 2018 г. Фотографии Хайнца Криммера и Марека Салатовски.

Массовая гибель бентосных организмов имеет серьезные последствия для функционирования экосистем, влияя на биогеохимические циклы и сокращая передачу энергии по пищевой сети.Большая часть продуктивности экосистемы передается микробам, когда гипоксия сохраняется, оставляя меньше пищи для более высоких трофических уровней, таких как рыба и морские млекопитающие (Diaz and Rosenberg 2008). До 3 миллионов тонн донной фауны может отсутствовать из-за распространения гипоксии в открытом Балтийском море, а крупное событие сезонной гипоксии в 2002 году, возможно, уничтожило 300 000 тонн донной фауны в Датском проливе, что почти эквивалентно весу всего датского человеческого населения.Эти потери бентоса могли привести к более высокому производству придонной рыбы, которую можно было бы вылавливать для потребления человеком. Более того, разложение этих огромных потерь бентоса увеличивает потребление кислорода и тем самым помогает поддерживать продолжающуюся гипоксию.

Помимо передачи энергии через пищевую сеть, бентические организмы также важны для круговорота питательных веществ. Некоторые бентосные организмы могут строить норы и трубки в отложениях и тем самым увеличивать потоки нитратов и кислорода через границу раздела донных отложений и воды за счет биоирригации.Это стимулирует удаление азота за счет денитрификации и накопления в осадке связанного с железом фосфата. Таким образом, наличие здорового бентосного сообщества может снизить эвтрофикацию за счет устойчивого удаления питательных веществ. Однако потеря бентосной фауны может привести к выбросу питательных веществ из отложений, что положительно скажется на эвтрофикации. Гипоксические придонные воды характеризуются высокими концентрациями аммония и фосфатов, которые увеличивают первичную продукцию при смешивании с поверхностным слоем. Цветение водорослей наблюдается в Лим-фьорде, когда водная толща переходит на дно после периодов гипоксии (Conley et al.2007). Эта связь между гипоксией и цветением водорослей особенно выражена в открытом Балтийском море, где фосфор, высвобождаемый из отложений, стимулирует обширное цветение цианобактерий (рис. 4b). Эти цветы азотфиксаторов обычно образуются в открытом Балтийском море, где неорганический азот истощается из поверхностного слоя. Однако они также накапливаются в прибрежных водах и вымываются на пляжи, что имеет последствия для рекреационной деятельности человека. Таким образом, гипоксия в Балтийском море имеет серьезные негативные последствия для предоставляемых экосистемных услуг, сокращая уловы рыбных промыслов, удаление питательных веществ и поддержание цветения водорослей.

Смягчение гипоксии

Гипоксия — это естественное явление в некоторых из самых глубоких изолированных бассейнов Балтийского моря, но за последнее столетие ее размер и частота резко возросли из-за эвтрофикации, вызванной повышенным поступлением питательных веществ с суши и атмосферы. Поступление биогенных веществ в Балтийское море достигло пика в 1980-х годах и с тех пор сократилось примерно на 20% для азота и 40% для фосфора, в основном за счет улучшения очистки сточных вод (Reusch et al.2018), хотя меры, направленные на диффузные источники, также оказались успешными (Riemann et al., 2016). Тем не менее, поступления азота и фосфора все еще примерно в два раза выше, чем в начале 1900-х годов, и превышают максимально допустимые поступления, согласованные в Плане действий по Балтийскому морю (СПДСБ).

Из-за изменения климата ожидается, что гипоксическая зона Балтийского моря расширится до 80 000 км ² при нынешнем уровне поступления питательных веществ, в то время как гипоксическая зона сократится до 50 000 км ² с максимально допустимым BSAP поступление питательных веществ (Meier et al.2011). Таким образом, распространение гипоксии будет ограничено, но не значительно уменьшено, если соблюдены требования BSAP по сокращению содержания питательных веществ. Хотя это сообщение может обескуражить менеджеров по охране окружающей среды, важно подчеркнуть, что последствия отказа от сокращения еще хуже. Этот мрачный прогноз гипоксии в Балтийском море побудил людей предлагать другие меры, кроме контроля поступления питательных веществ, но предлагаемые геоинженерные подходы вряд ли будут работать в масштабе Балтийского моря и могут вызвать непредвиденные негативные последствия для Балтийского моря (Conley et al. .2009 г.).

Смягчение гипоксии может показаться невыполнимой задачей из-за прогнозируемого изменения климата и положительной обратной связи, поддерживающей плохой кислородный режим, но есть примеры, подтверждающие, что гипоксию можно обратить вспять. Условия содержания кислорода во внутренней части Стокгольмского архипелага были плохими после столетий с большим количеством сточных вод, но постепенно улучшались по мере сокращения количества сточных вод. Это позволило полихетам, образующим норы, колонизировать и биоорошить отложения, тем самым увеличивая способность связывать фосфат с железом (Norkko et al.2012). Концентрация фосфатов в придонных водах существенно снизилась с увеличением связывающей способности отложений, усиливая ограничение фосфора в этой сильно солоноватой системе. Этот пример показывает, что положительные обратные связи также могут иметь значение, когда экосистема восстанавливается после гипоксии, но предварительным условием для этого является снижение поступления питательных веществ до уровня, обеспечивающего достаточно хорошие кислородные условия для придонной фауны для повторного заселения отложений.

Поступление питательных веществ за последнее столетие изменило естественный баланс между подачей и потреблением кислорода в прибрежных и открытых водах Балтийского моря.Как следствие, гипоксия распространилась в системах, естественно склонных к гипоксии, а гипоксия развилась в системах, которые иначе не испытали бы гипоксию. Определенные метеорологические и климатические условия способствуют или уменьшают проявление гипоксии, тогда как эвтрофикация регулирует возможность гипоксии. Ненарушенные морские экосистемы обладают естественной устойчивостью и могут поглощать метеорологические и климатические колебания с помощью буферных механизмов, но эта устойчивость может постепенно снижаться после периодов обогащения питательными веществами, что делает эти системы более уязвимыми для небольших возмущений.Подходы геоинженерии могут в лучшем случае временно смягчить один из наиболее заметных симптомов эвтрофикации — гипоксию, но для восстановления устойчивости нарушенных экосистем потребуется олиготрофикация.

Доказано, что принятие мер по сокращению количества питательных веществ является успешным в смягчении последствий эвтрофикации (Riemann et al., 2016). Снижение поступления питательных веществ за счет улучшения использования навоза и обеспечения того, чтобы унаследованные питательные вещества в водосборе, оставшиеся в сельскохозяйственных почвах, были важными характеристиками, необходимыми в Балтийском море (Reusch et al., 2018). Исправление самой большой искусственной гипоксической зоны в мире, а также сокращение прибрежной гипоксии требует, чтобы мы продолжали снижать нагрузку питательными веществами — это единственное жизнеспособное долгосрочное решение.

Благодарности

Эта статья является вкладом в проект «Понимание воздействия процессов внутренней нагрузки от гипоксии в прибрежных водах Швеции», финансируемый Havs och Vattenmyndigheten в Швеции.

Список литературы

• Карстенсен, Дж., Дж. Х. Андерсен, Б. Г. Густафссон и Д. Дж. Конли. 2014a. Деоксигенация Балтийского моря в прошлом веке. Proc. Natl. Акад. Sci. USA 111: 5628–5633. https://doi.org/10.1073/pnas.1323156111.
• Карстенсен, Дж. И другие. 2014b. Гипоксия в Балтийском море: биогеохимические циклы, донная фауна и управление. Ambio 43: 26–36. Https://doi.org/10.1007/s13280-013-0474-7.
• Конли Д. Дж., Дж. Карстенсен, Г. Эртебьерг, П. Б. Кристенсен, Т. Далсгаард, Дж. Л. С. Хансен и А. Б. Йозефсон. 2007. Долгосрочные изменения и последствия гипоксии в прибрежных водах Дании. Ecol. Прил. 17: S165– S184. https://doi.org/10.1890/05-0766.1.
• Конли, Д. Дж. И другие. 2009. Борьба с гипоксией в Балтийском море: инженерное решение — это решение? Environ.Sci. Technol. 43: 3407– 3411. https://doi.org/10.1021/es8027633.
• Конли, Д. Дж. И другие. 2011. Гипоксия усиливается в прибрежной зоне Балтийского моря. Environ. Sci. Technol. 45: 6777–6783. https://doi.org/10.1021/es201212r.
• Диас, Р. Дж. И Р. Розенберг. 2008. Распространение мертвых зон и последствия для морских экосистем. Наука 321: 926–929. https://doi.org/10.1126/science.1156401.
• М. Кахру и Р. Эльмгрен. 2014. Многодекадные временные ряды обнаруженных со спутников скоплений цианобактерий в Балтийском море. Biogeosciences 11: 3619– 3633. https://doi.org/10.5194/bg-11-3619-2014.
• Мейер, Х. Э. М. и другие.2006. Вентиляция глубоководных вод Балтийского моря: краткий обзор современных знаний по наблюдениям и моделям. Oceanologia 48: 133– 164.
• Мейер, Х. Э. М., Х. К. Андерссон, К. Эйлола, Б. Г. Густафссон, И. Кузнецов, Б. Мюллер-Карулис, Т. Нойман и О. П. Савчук. 2011. Гипоксия в климате будущего: исследование модельного ансамбля для Балтийского моря. Geophys. Res. Lett. 38: L24608. https: // doi.org / 10.1029 / 2011GL049929.
• Норкко Дж. И другие. 2012. Приветственная банка червяков? Смягчение гипоксии инвазивным видом. Glob. Чанг. Биол. 18: 422–434. https://doi.org/10.1111/j.1365-2486.2011.02513.x.
• Reusch, T. B.H. и др. 2018. Балтийское море как машина времени для будущего прибрежного океана. Sci. Adv. 4: eaar 8195. https://doi.org/10.1126/sciadv.aar8195.
• Риман Б. и другие. 2016. Восстановление датских прибрежных экосистем после сокращения нагрузки питательными веществами: целостный экосистемный подход. Побережье эстуариев. 39: 82–97. Https://doi.org/10.1007/s12237-015-9980-0.
• Вахтера, Э., и другие. 2007. Внутренняя обратная связь экосистемы усиливает цветение азотфиксирующих цианобактерий и усложняет управление в Балтийском море. Ambio 36: 186– 193. https://doi.org/10.1579/0044-7447(2007)36[186:iefencestive2.0.co;2.
• Вакер-Суньер Р. и К. М. Дуарте. 2008. Пороги гипоксии для морского биоразнообразия. Proc. Natl. Акад. Sci. USA 105: 15452–15457. https://doi.org/10.1073 / pnas.0803833105.

Изменение климата в регионе Балтийского моря: обзор

Статус проверки : этот препринт в настоящее время находится на рассмотрении для журнала ESD.

Его Превосходительство Маркус Мейер ^1,2 , Мадлайн Книбуш ¹ , Кристиан Дитрих ^2, , Маттиас Грёгер ¹ , Эдуардо Зорита ³ , Рагнар Эльмгрен ⁴ , Кай Мирберг ^5,6 , Маркус Ахола ⁷ , Алена Бартосова ² , Эрик Бонсдорф ⁸ , Флориан Боргель ¹ , Рене Капелл ² , Ида Карлен ⁹ , Томас Карлунд ¹⁰ , Якоб Карстенсен ¹¹ , Оле Б. .Christensen ¹² , Volker Dierschke ¹³ , Claudia Frauen ^1,14 , Morten Frederiksen ¹¹ , Elie Gaget ^15,16 , Anders Galatius ¹¹ , Jari J. Haapala ¹⁷ , Antti Halkka ¹⁸ , Густав Хугелиус ¹⁹ , Биргит Хюнике ³ , Яак Яагус ²⁰ , Март Юсси ²¹ , Юкка Кайхкё ²² , Нина Киршнер ¹⁹ , Эрик Кьелльстрём ^{Кароль 2} Куллинск , Андреас Леманн ²⁴ , Йоран Линдстрём ² , Вильгельм Мэй ²⁵ , Пол Миллер ^25,26 , Фолькер Мохольц ¹ , Бербель Мюллер-Карулис ²⁷ , Диего Павон-Йордан ²⁸ , Маркус Quante ²⁸ , Маркус Рекерманн ²⁹ , Анна Рутгерссон ³⁰ , Олег П.Савчук ²⁷ , Мартин Стендель ¹² , Лаура Туоми ¹⁷ , Маркку Виитасало ⁵ , Ральф Вайссе ³ и Веньян Чжан ³ H. E. Markus Meier et al. Его Превосходительство Маркус Мейер ^1,2 , Мадлайн Книбуш ¹ , Кристиан Дитрих ^2, , Маттиас Грёгер ¹ , Эдуардо Зорита ³ , Рагнар Эльмгрен ⁴ , Кай Мирберг ^5,6 , Маркус Ахола ⁷ , Алена Бартосова ² , Эрик Бонсдорф ⁸ , Флориан Боргель ¹ , Рене Капелл ² , Ида Карлен ⁹ , Томас Карлунд ¹⁰ , Якоб Карстенсен ¹¹ , Оле Б. .Christensen ¹² , Volker Dierschke ¹³ , Claudia Frauen ^1,14 , Morten Frederiksen ¹¹ , Elie Gaget ^15,16 , Anders Galatius ¹¹ , Jari J. Haapala ¹⁷ , Antti Halkka ¹⁸ , Густав Хугелиус ¹⁹ , Биргит Хюнике ³ , Яак Яагус ²⁰ , Март Юсси ²¹ , Юкка Кайхкё ²² , Нина Киршнер ¹⁹ , Эрик Кьелльстрём ^{Кароль 2} Куллинск , Андреас Леманн ²⁴ , Йоран Линдстрём ² , Вильгельм Мэй ²⁵ , Пол Миллер ^25,26 , Фолькер Мохольц ¹ , Бербель Мюллер-Карулис ²⁷ , Диего Павон-Йордан ²⁸ , Маркус Quante ²⁸ , Маркус Рекерманн ²⁹ , Анна Рутгерссон ³⁰ , Олег П.Савчук ²⁷ , Мартин Стендель ¹² , Лаура Туоми ¹⁷ , Маркку Виитасало ⁵ , Ральф Вайссе ³ и Веньян Чжан ³
• ¹ Отдел физической океанографии и приборов, Лейбниц Институт исследований Балтийского моря Варнемюнде, Росток, Германия
• ² Отдел исследований и разработок, Шведский метеорологический и гидрологический институт, Швеция
• ³ Институт прибрежных систем- Анализ и моделирование, Helmholtz-Zentrum Hereon, Geesthacht, Германия
• ⁴ Департамент экологии, окружающей среды и растений, Стокгольмский университет, Стокгольм, Швеция
• ⁵ Центр морских исследований, Финский институт окружающей среды, Финляндия
• ⁶ Институт морских исследований, Клайпедский университет, Литва
• ⁷ Шведский музей естественной истории, Стокгольм, Швеция
• ⁸ Экологическая и морская биология, Або Акадэ mi University, Финляндия
• ⁹ Coalition Clean Baltic, Упсала, Швеция
• ¹⁰ Департамент информации и статистики, Шведский метеорологический и гидрологический институт, Норрчёпинг, Швеция
• ¹¹ Департамент биологических наук Орхусского университета, Роскилле, Дания
• ¹² Национальный центр климатических исследований, Датский метеорологический институт, Копенгаген, Дания
• ¹³ Gavia EcoResearch, Winsen (Luhe), Германия
• ¹⁴ Deutsches Klimarechenzentrum, Гамбург, Германия
• ¹⁵ Департамент Биология, Университет Турку, Турку, Финляндия
• ¹⁶ Международный институт прикладного системного анализа (IIASA), Лаксенбург, Австрия
• ¹⁷ Finni sh Метеорологический институт, Хельсинки, Финляндия
• ¹⁸ Департамент биологических и экологических наук, Университет Хельсинки, Хельсинки, Финляндия
• ¹⁹ Департамент физической географии Стокгольмского университета, Стокгольм
• ²⁰ Департамент географии Института экологии и наук о Земле, Тартуский университет, Тарту, Эстония
• ²¹ Pro Mare, Эстония
• ²² Кафедра географии и геологии, Университет Турку, Финляндия
• ²³ Институт океанологии Польской академии Sciences, Гданьск, Польша
• ²⁴ GEOMAR Центр исследований океана им. Гельмгольца, Киль, Германия
• ²⁵ Центр наук об окружающей среде и климате, Лундский университет, Лунд, Швеция
• ²⁶ Департамент физической географии и экосистемных наук, Лундский университет, Лунд, Швеция
• ²⁷ Центр Балтийского моря, Стокгольмский университет, Стокгольм, Швеция
• ²⁸ Департамент экологии суши, Норвежский институт исследований природы (NINA ), П.O. Box 5685 Torgarden, N-7485 Тронхейм, Норвегия
• ²⁹ Международный секретариат Земли Балтийского моря, Helmholtz-Zentrum Hereon, Geesthacht, 21502, Германия
• ³⁰ Департамент наук о Земле, Университет Упсалы, Швеция
• умерший
• ¹ Отдел физической океанографии и приборов, Лейбниц Институт исследований Балтийского моря Варнемюнде, Росток, Германия
• ² Отдел исследований и разработок Шведского метеорологического и гидрологического института, Швеция
• ³ Институт прибрежных систем- Анализ и моделирование, Helmholtz-Zentrum Hereon, Geesthacht, Германия
• ⁴ Департамент экологии, окружающей среды и растений, Стокгольмский университет, Стокгольм, Швеция
• ⁵ Центр морских исследований, Финский институт окружающей среды, Финляндия
• ⁶ Институт морских исследований, Клайпедский университет, Литва
• ⁷ Шведский музей естественной истории, Стокгольм, Швеция
• 9 0081 8 Экологическая и морская биология, Университет Або Академи, Финляндия
• ⁹ Коалиция Clean Baltic, Упсала, Швеция
• ¹⁰ Департамент информации и статистики, Шведский метеорологический и гидрологический институт, Норрчёпинг, Швеция
• ¹¹ Департамент наук, Орхусский университет, Роскилле, Дания
• ¹² Национальный центр климатических исследований, Датский метеорологический институт, Копенгаген, Дания
• ¹³ Gavia EcoResearch, Винсен (Луэ), Германия
• ¹⁴ Deutsches Klimarechenzentrum, , Германия
• ¹⁵ Биологический факультет Университета Турку, Турку, Финляндия
• ¹⁶ Международный I Институт прикладного системного анализа (IIASA), Лаксенбург, Австрия
• ¹⁷ Финский метеорологический институт, Хельсинки, Финляндия
• ¹⁸ Департамент биологических и экологических наук, Университет Хельсинки, Хельсинки, Финляндия
• ¹⁹ Департамент Физическая география, Стокгольмский университет, Стокгольм
• ²⁰ Департамент географии, Институт экологии и наук о Земле, Тартуский университет, Тарту, Эстония
• ²¹ Pro Mare, Эстония
• ²² Департамент географии и геологии, Университет Турку, Финляндия
• ²³ Институт океанологии Польской академии наук, Гданьск, Польша
• ²⁴ GEOMAR Helm Центр исследований океана Хольца, Киль, Германия
• ²⁵ Центр наук об окружающей среде и климате, Лундский университет, Лунд, Швеция
• ²⁶ Кафедра физической географии и экосистемных наук, Лундский университет, Лунд, Швеция
• ²⁷ Центр Балтийского моря, Стокгольмский университет, Стокгольм, Швеция
• ²⁸ Департамент экологии суши, Норвежский институт исследований природы (NINA), P.O. Box 5685 Torgarden, N-7485 Тронхейм, Норвегия
• ²⁹ Международный секретариат Земли Балтийского моря, Helmholtz-Zentrum Hereon, Geesthacht, 21502, Германия
• ³⁰ Департамент наук о Земле, Университет Упсалы, Швеция
• умер
Скрыть данные об авторе Поступило: 1 августа 2021 г. — Принято к рассмотрению: 17 августа 2021 г. — Начало обсуждения: 19 августа 2021 г.

На основе отчетов об оценке Земли в Балтийском море по этому тематическому выпуску журнала «Динамика системы Земли» и недавней рецензируемой литературы обобщены и оценены текущие знания о влиянии глобального потепления на прошлые и будущие изменения климата в регионе Балтийского моря.Это исследование является обновленной версией Второй оценки изменения климата (BACC II), опубликованной в 2015 году и посвященной атмосфере, суше, криосфере, океану, отложениям, а также наземной и морской биосфере. Основываясь на резюме недавних знаний, полученных в ходе палео-, исторических и будущих исследований регионального климата, мы находим, что основные выводы из более ранних оценок остаются в силе. Однако новые долгосрочные однородные данные наблюдений, например для инвентаризации скандинавских ледников, притока соленой воды на уровне моря, так называемых основных притоков Балтийского моря, а также распределения видов фитопланктона и моделирования новых сценариев с улучшенными моделями, e.грамм. для ледников стали доступными озерный лед и морские трофические сети. Во многих случаях неопределенности теперь можно оценить лучше, чем раньше, потому что в ансамбли можно включить больше моделей, особенно для Балтийского моря. С помощью связанных моделей были изучены обратные связи между несколькими компонентами системы Земля, и были выполнены многочисленные исследования драйверов, например прогнозы пищевой сети, включая рыболовство, эвтрофикацию и изменение климата. Новые наборы данных и прогнозы привели к пересмотру понимания изменений некоторых переменных, таких как соленость.Кроме того, стало очевидно, что естественная изменчивость, в частности для океана в масштабах времени, измеряемых несколько десятилетий, больше, чем предполагалось ранее, что затрудняет нашу способность обнаруживать наблюдаемые и прогнозируемые изменения климата. В этом контексте поучительным является первое моделирование палеоклимата, регионализированное для региона Балтийского моря. Следовательно, оценочная неопределенность прогнозов многих переменных увеличилась. В дополнение к хорошо известному влиянию Североатлантического колебания было обнаружено, что также другие низкочастотные режимы внутренней изменчивости, такие как Атлантическая многодесятилетняя изменчивость, оказывают глубокое влияние на климат региона Балтийского моря.Были также выявлены проблемы, такие как систематическое несоответствие между будущими тенденциями облачности в глобальных и региональных моделях и сложность уверенного объяснения значительных наблюдаемых изменений в морских экосистемах изменением климата. Наконец, мы сравниваем наши результаты с другими оценками прибрежных морей, такими как Оценка изменения климата в регионе Северного моря (NOSCCA), и обнаруживаем, что последствия изменения климата для Балтийского моря отличаются от последствий для Северного моря, поскольку океанография и экосистемы Балтийского моря сильно отличаются от других прибрежных морей, таких как Северное море.В то время как в динамике Северного моря преобладают приливы, Балтийское море характеризуется солоноватой водой, постоянной вертикальной стратификацией в южных суббассейнах и сезонным морским ледяным покровом в северных суббассейнах.

H.E. Markus Meier et al.

Статус : окончательный ответ (только комментарии автора)

Типы комментариев : AC — автор | RC — судья | CC — сообщество | EC — редактор | ЦИК — главный редактор | : Сообщить о нарушении

H.E. Markus Meier et al.

H.E. Markus Meier et al.

Просмотрено

Всего просмотров статей: 1606 (включая HTML, PDF и XML)

HTML	PDF	XML	Всего	BibTeX	EndNote
1,106	485	15	1 606	3	11

• HTML: 1,106
• PDF: 485
• XML: 15
• Всего: 1 606
• BibTeX: 3
• Конечное примечание: 11
Просмотры и загрузки (рассчитано с 19 августа 2021 г.)

Месяц	HTML	PDF	XML	Всего
Август 2021 г.	259	145	3	407
сен 2021	362	120	4	486
Октябрь 2021 г.	286	116	2	404
Ноябрь 2021 г.	175	89	5	269
Декабрь 2021 г.	24	15	1	40

Общее количество просмотров и загрузок (рассчитано с 19 августа 2021 г.)

Месяц	HTML просмотров	PDF загрузок	XML загрузок
Август 2021 г.	259	145	3
сен 2021	621	265	7
Октябрь 2021 г.	907	381	9
Ноябрь 2021 г.	1,082	470	14
Декабрь 2021 г.	1,106	485	15

Просмотрено (географическое распределение)

Всего просмотров статей: 1487 (включая HTML, PDF и XML) Из них 1487 с географическим определением и 0 с неизвестным происхождением.

Всего:	0
HTML:	0
PDF:	0
XML:	0

Последнее обновление: 06 декабря 2021 г.

Моделирование субмезомасштабных турбулентных структур и процессов в Балтийском море с очень высоким разрешением

Adams, K.А., Хосегуд П., Тейлор, Дж. Р., Салле, Дж. Б., Бахман, С., Торрес, Р., и Стампер, М .: Фронтальная циркуляция и субмезомасштабная изменчивость во время формирование мезомасштаба Южного океана Эдди, J. Phys. Oceanogr., 47, 1737–1753, https://doi.org/10.1175/JPO-D-16-0266.1,2017. а

Берг, П .: Смешивание в HBM. DMI Scientific Отчет, 12-03, Датский метеорологический институт, Копенгаген, Дания, 2012. a

Блек Р., Онкен Р. и Вудс, Дж. Д .: Двумерная модель мезомасштабного фронтогенеза в океан, Q.Дж. Рой. Метеор. Соц., 114, 347–371, 1988. a, b, c, d

Блюмен, Н .: О коротковолновой бароклинике. нестабильность, J. Atmos. Sci., 36, 1925–1933, 1979. a

Boccaletti, G., Феррари Р. и Фокс-Кемпер Б. Неустойчивости смешанного слоя и ограничение, J. Phys. Океаногр., 37, 2228–2250, https://doi.org/10.1175/JPO3101.1, 2007. a, b, c

Buckingham, C.E., Халил, З., Лазар, А., Мартин, А. П., Аллен, Дж. Т., Навейра Гарабато А.С., Томпсон А.Ф. и Вик, К.: Тестирование Мунка. гипотеза мех субмезомасштабных вихрей генерации с использованием наблюдений в Северная Атлантика, Дж.Geophys. Res.-Oceans, 122, г. 6725–6745, https://doi.org/10.1002/2017JC012910, 2017. a, b

Капет, X., МакВильямс, Дж. К., Молемейкер М. Дж., Щепеткин А. Ф .: От мезомасштаба до субмезомасштабный переход в системе Калифорнийского течения. Часть I: структура потока, вихревые потоки и наблюдательные испытания, J. Phys. Oceanogr., 38, 29–43, https://doi.org/10.1175/2007JPO3671.1, 2008a.

Капет, X., МакВильямс, Дж. К., Молемейкер М. Дж., Щепеткин А. Ф .: От мезомасштаба до субмезомасштабный переход в системе Калифорнийского течения.Часть II: лобные отростки, J. Phys. Океаногр., 38, 44–64, https://doi.org/10.1175/2007JPO3672.1, 2008b. a, b, c, d

Капет, X., Мак-Вильямс, Дж. К., Молемейкер М. Дж., Щепеткин А. Ф .: От мезомасштаба до субмезомасштабный переход в системе Калифорнийского течения. Часть III: энергетический баланс и поток, J. Phys. Океаногр., 38, 2256–2269, https://doi.org/10.1175/2008JPO3810.1, 2008c. a

Chapman, D.C .: Числовой обработка открытых границ шельфа в баротропном прибрежном модель океана, Дж.Phys. Oceanogr., 15, 1060–1075, 1985. a

Charney, J. G .: Geostrophic турбулентность, J. Atmos. Sci., 28, 1087–1095, 1971. a

Чарни, Дж. П .: Динамика длинных волн в бароклинном западном течении, J. Meteorol., 4, 135–163, 1947. a

Dewar, W. K., McWilliams, J. C., и Molemaker, M.J .: Центробежная нестабильность и перемешивание в California Undercurrent, J. Phys. Океаногр., 45, 1224–1241, https://doi.org/10.1175/JPO-D-13-0269.1, 2015. a, b

Eady, T.: Длинные волны и циклонические волны, Tellus, 1, 33–52, 1949. a

Eliassen, A .: По вертикали. циркуляция во фронтальных зонах, Geofysiske Publikasjoner, 24, 147–160, 1962. a

Fairall, C. W., Bradley, Э. Ф., Роджерс, Д. Б., Эдсон, Дж. Б., Янг, Г. С .: Bulk параметризация потоков воздух-море для Tropical Ocean-Global Реакция атмосферы и атмосферы океана Эксперимент, J. Geophys. Res., 101, 3747–3764, https://doi.org/10.1029/95JC03205, 1996. a

Feistel, R., Nausch, G., и Васмунд Н. (ред.): Состояние и эволюция Балтийского моря, 1952–2005: подробный обзор метеорологии и климата за 50 лет, Физика, химия, биология и мореплавание Environment, Wiley-Interscience, Hoboken, New Jersey, USA, ISBN 978-0-471-97968-5, 2008. a

Fennel, W., Seifert, T., and Кайзер, Б .: Радиусы Россби и фазовые скорости в Балтийском море. Море, Конт. Shelf Res., 11, 23–26, 1991. a

Фокс-Кемпер, Б. и Феррари, Ф .: Параметризация смешанных слоев вихрей. Часть I: теория и диагностика, J.Phys. Океаногр., 38, 1145–1165, https://doi.org/10.1175/2007JPO3792.1, 2008. a

Früh, W.-G .: Колебания амплитуды в бароклинных потоках, в: Моделирование атмосферных и океанических потоков: выводы из лабораторные эксперименты и численное моделирование, под редакцией: фон Ларчер, Т. и Уильямс, П. Д., Вили, 61–81, https://doi.org/10.1002/9781118856024, 2015. a

Гула, Дж., Молемейкер, М. Дж., И Маквильямс, Дж. К .: Субмезомасштабные холодные волокна в Гольфстриме, J. Phys. Океаногр., 44, 2617–2643, https: // doi.org / 10.1175 / JPO-D-14-0029.1, 2014. a, b, c, d

Гула, Дж., Молемейкер, М. Дж., и МакВильямс, Дж. К .: Субмезомасштабная динамика Гольфстрима. лобовой вихрь в Южно-Атлантической бухте // J. Phys. Oceanogr., 46, 305–325, https://doi.org/10.1175/JPO-D-14-0258.1, 2016a. a

Гула Дж., Молемейкер М. Дж., и McWilliams, J.C .: Топографическая генерация субмезомасштаба центробежная нестабильность и энергия диссипация, Нат. Commun., 7, 12811, https://doi.org/10.1038/ncomms12811, 2016b. а, б

Гурова, Е.и Чубаренко, Б .: Наблюдения за прибрежными субмезомасштабными вихрями с помощью дистанционного зондирования в юго-восточной части Балтики, Океанология, 54, 631–654, https://doi.org/10.5697/oc.54-4.631, 2012. a

Хейн, Т.В. Н. и Маршалл, Дж .: Гравитационные, симметричные и бароклинная неустойчивость смешанного слоя океана // J. Phys. Oceanogr., 28, 634–658, 1998. a, b, c

Haney, R.L .: О давлении. градиентная сила на крутом рельефе в сигма-координате модели, J. Phys. Океаногр., 21, 610–619, 1991.а

Хайдфогель, Д. Б., Аранго, Х. Г., Хедстрём, К., Бекманн, А., Маланотте-Риццоли, П., и Щепеткин А.Ф .: Модельные оценочные эксперименты на Севере. Атлантический бассейн: моделирование с нелинейным отслеживанием местности координаты, Dynam. Атмос. Oceans, 32, 239–281, 2000. a, b

Hide, R .: Экспериментальное исследование Тепловая конвекция во вращающейся жидкости, Философ. Т. R. Soc. Лондон. A, 250, 441–478, 1958. a

Холтон, Дж .: Роль гравитации. индуцированное сопротивление и диффузия в бюджете импульса мезосфера, Дж.Атмос. Sci., 39, 791–79, 1982. a, b

Holton, J. R .: Введение в динамическая метеорология, четвертое издание, Elsevier Academic Press, ISBN 0-12-354016-X, 2004.

Hoskins, B.J .: The математическая теория frontogenesis, Annu. Rev. Fluid Mech., 14, 131–151, 1982. a

Kantha, L.H. and Клейсон, К. А .: Улучшенная модель смешанного слоя для геофизических исследований. приложения, J. Geophys. Res., 99, 25235–25266, 1994. a

Каримова С. и Гаде М .: Улучшенная статистика субмезомасштабных водоворотов в Балтийском море, полученная из РСА изображений, Int.J. Remote Sens., 37, 2394–2414, https://doi.org/10.1080/01431161.2016.1145367, 2016. a

Климак, Дж. М., Ширман, Р. К., Гула, Дж., Ли, К. М., Д’Азаро, Э. А., Томас, Л. Н., Харкорт, Р. Р., Щербина А.Ю., Сандермейер М.А., Молемейкер Дж., Мак-Вильямс. J.C .: Субмезомасштабные ленты обмениваются водой на северной стене Гольфстрим, Геофиз. Res. Lett., 43, 1226–1233, https://doi.org/10.1002/2015GL067152, 2016. а

Кубряков А.А., Станичный С.В .: Сезонная и межгодовая изменчивость водовороты Черного моря и его зависимость от характеристик крупномасштабная циркуляция, Deep-Sea Res.Pt. I, 97, 80–91, https://doi.org/10.1016/j.dsr.2014.12.002, 2015. a

Large, W. G., McWilliams, J. C., и Doney, S.C .: Вертикальное перемешивание океана: обзор и модель с параметризация нелокального пограничного слоя, Rev. Geophys., 32, 363–403, 1994. a

Леви, М., Феррари, Р., Фрэнкс, П. Дж. С., Мартин, А. П., и Ривьер, П.: Реализация физики в мезомасштаб, Geophys. Res. Lett., 39, L14602, https://doi.org/10.1029/2012GL052756, 2012. a

Leppäranta, M.and Myrberg, K. (Eds.): Physical Oceanography of the Baltic Sea, Springer, Берлин, ISBN 978-3-540-79702-9, 2009. a

Magaard, L. и Rheinheimer, G. (ред.): Meereskunde der Ostsee, Springer-Verlag, Berlin, 269 ​​стр., 1974. a

Махадеван, А .: Воздействие субмезомасштабной физики первичной продуктивности планктон, Анну. Rev. Mar. Sci., 8, 161–184, https://doi.org/10.1146/annurev-marine-010814-015912, 2016. a, b, c

Махадеван А., Тандон А., и Феррари, Р.: Быстрые изменения в стратификации смешанного слоя субмезомасштабными неустойчивостями и ветрами, Дж.Geophys. Res., 115, C03017, https://doi.org/10.1029/2008JC005203, 2010. a

Марморино, Г. О., Смит, Г. Б., Миллер, В. Д.: Поверхностные отпечатки турбулентности водяного столба: тематическое исследование приливного потока над устьем порога, Remote Sens., 5, 3239–3258, https://doi.org/10.3390/rs5073239, 2013. a

Марморино, Г. О., Смит, Г. Б., Норт, Р. П., и Бачек, Б.: Применение бортовых инфракрасное дистанционное зондирование для изучения субмезомасштабов океана водовороты, Фронт. Мех. Eng., 4, 10, https: // doi.org / 10.3389 / fmech.2018.00010, 2018. a, b

Marchesiello, П., МакВильямс, Дж. К., Щепеткин, А. Ф .: Открытая граница. условия для долгосрочной интеграции региональных моделей океана, океана Model., 3, 1–20, 2001. a

Margules, M .: Über. Temperaturschichtung in stationär bewegter und in ruhender Luft, Meteorol. З., Hann-Volume, 243–254, 1906 г. (переведены и отредактированы: Volken, E., Giesche, A., and Брённиманн, С .: О температурной стратификации в покое и неускоренный движущийся воздух, Meteorol.З., 25, 795–804, https://doi.org/10.1127/metz/2016/0833, 2016). a

McWilliams, J.C .: Fluid динамика на грани контроля вращения, Environ. Жидкость Mech., 8, 441–449, https://doi.org/10.1007/s10652-008-9081-8, 2008. a, b

McWilliams, J.C .: Субмезомасштабные течения в океане, П. Рой. Soc. A, 472, 20160117, https://doi.org/10.1098/rspa.2016.0117, 2016. a, b, c, d

McWilliams, J.C .: Субмезомасштабные поверхностные фронты и волокна: вторичная циркуляция, поток плавучести и фронтогенез, J.Fluid Mech., 823, г. 391–432, https://doi.org/10.1017/jfm.2017.294, 2017. a, b, c

McWilliams, J.C .: Обзор субмезомасштабных течений, Geosci. Lett., 6, 3, https://doi.org/10.1186/s40562-019-0133-3, 2019. a

McWilliams, J. C., Молемейкер, М. Дж., И Олафсдоттир, Э. И.: Рост линейных колебаний во время фронтогенеза // J. Phys. Океаногр., 39, 3111–3129, https://doi.org/10.1175/2009JPO4186.1, 2009. a

Molemaker, M.J., Маквильямс, Дж. К., и Дьюар, У. К .: Субмезомасштабная нестабильность и образование мезомасштабных антициклонов вблизи отрыва от Калифорнийское подводное течение, Дж.Phys. Океаногр., 45, 613–629, https://doi.org/10.1175/JPO-D-13-0225.1, 2015. a

Müller, P., McWilliams, Дж. К. и Молемейкер Дж .: Загадка 2D / 3D турбулентности, в: морской Турбулентность: теории, наблюдения и модели, под редакцией: Баумерт, Х. З., Симпсон, Дж., И Сундерманн, Дж., Кембриджский университет. Press, Cambridge, 397–505, 2008. a

Munk, W., Armi, L., Fischer, K., и Захариасен, Ф .: Спирали на море, П. Рой. Soc. A, 456, 1217–1280, 2000. a, b, c

Nagai, T., Тандон, А., и Рудник, Д. Л .: Двумерная агеострофическая вторичная циркуляция. на океанских фронтах из-за вертикального перемешивания и крупномасштабных деформации, J. Geophys. Res., 111, C09038, https://doi.org/10.1029/2005JC002964, 2006. a, b

Ohlmann, J. C., Molemaker, M. J., Baschek, B., Holt, B., Marmorino, G., and Smith, G .: Drifter наблюдения за кинематикой субмезомасштабных течений в прибрежной зоне океана // Геофиз. Res. Lett., 44, 330–337, https://doi.org/10.1002/2016GL071537, 2017. a, b

Onken, R.: Мезомасштабный апвеллинг и плотность. тонкая структура сезонного термоклина — динамическая модель, J. Phys. Oceanogr., 22, 11, 1257–1273, 1992.

Onken, R .: Проверка модели океанического шельфа для прогнозирования свойств смешанного слоя в Средиземном море к западу от Сардинии, Ocean Sci., 13, 235– 257, https://doi.org/10.5194/os-13-235-2017, 2017. a

Онкен, Р., Башек, Б., и Анхель-Бенавидес, И .: Эволюция субмезомасштабов. спираль, Публикации Коперника, https: // doi.org / 10.5446 / 46222, 2020. a, b

Осинский Р., Рак Д., Walczowski, W., Piechure, W.: Бароклинический радиус деформации Россби. в южной части Балтийского моря, Oceanologia, 52, 417–429, 2010. a, b

Pallàs-Sanz, E., Джонстон, Т.М.С., и Рудник, Д.Л .: Фронтальная динамика в Мелкий фронт Калифорнийской системы течения: 1. Фронтальные отростки и индикатор. структура, J. ​​Geophys. Res., 115, C12067, https://doi.org/10.1029/2009JC006032, 2010. a

Parks, A. B., Shay, L. K., Джонс, В.Э., Мартинес-Педраха Дж. И Гургель К.-В .: ВЧ-радар наблюдения мелкомасштабной изменчивости поверхностных течений в Флоридский пролив, J. Geophys. Res., 114, C08002, https://doi.org/10.1029/2008JC005025, 2009. a

Persson, A .: Сила Кориолиса и геострофический ветер (Кориолис, часть 5), Weather, 56, 267–272, https://doi.org/10.1002/j.1477-8696.2001.tb06589.x, 2001. a

Плугонвен, Р. и Снайдер, Ч .: Спонтанно генерируемые инерционно-гравитационные волны струями и фронтами. Часть I: Различные жизненные циклы бароклиники, J.Атмос. Sci., 64, 2502–2520, https://doi.org/10.1175/JAS3953.1, 2007. a

Pollard, R. T. and Regier, L.A .: Завихренность и вертикальная циркуляция на фронте океана, J. ​​Phys. Oceanogr., 22, 609–625, 1992. a

Renault, L., McWilliams, Дж. К. и Гула Дж.: Гашение субмезомасштабных течений воздух-море. взаимодействие напряжений в системе калифорнийского апвеллинга, Sci. Rep.-UK, 8, 13388, https://doi.org/10.1038/s41598-018-31602-3, 2018. a

Rhines, P.B .: Geostrophic турбулентность, Анну.Rev. Fluid Mech., 11, 401–441, 1979. a

Рудник, Д. Л .: Интенсивные исследования фронта Азорских островов 2. Определение геострофической и вертикальной скорости полей, J. Geophys. Res., 101, 16291–16303, 1996. a

Shakespeare, C.J .: Спонтанная генерация внутренних волн, Физ. Сегодня, 72, 34, https://doi.org/10.1063/PT.3.4225, 2019. a

Шекспир, К. Дж. и Тейлор, Дж. Р .: Спонтанное поколение инерционно-гравитационных волн при фронтогенезе, вызванных большой деформацией: теория, Дж.Fluid Mech., 757, 817–853, https://doi.org/10.1017/jfm.2014.514, 2014. а

Щепеткин, г. А. Ф. и Уильямс Дж. К. Семейство методов конечных объемов для вычисление силы градиента давления в модели океана с вертикальная координата с учетом топографии, 24 стр., доступно по адресу: http://www.atmos.ucla.edu/~alex/ROMS/pgf1A.ps (последний доступ: 10 марта 2017 г.), 2001. a

Щепеткин А. Ф. и Мак-Вильямс Дж. К. Региональный океан. Система моделирования (ROMS): явное расщепление, свободная поверхность, топография. следующие координаты модели океана, модели океана., 9, 347–404, г. https://doi.org/10.1016/j.ocemod.2004.08.002, 2005. а, б

Щербина, А., Д’Азаро, Э., Ли, К., Климак, Дж., Молемейкер, М., и Мак-Вильямс, Дж. К .: Статистика вертикальной завихренности, расходимости и деформации в развитое поле субмезомасштабной турбулентности, Geophys. Res. Lett., 40, 4706–4711, https://doi.org/10.1002/grl.50919, 2013. a

Щербина, А., Сандермейер, М.А., Кунце, Э., Д’Азаро, Э., Бадин, Г., Берч, Д., Бруннер-Сузуки, А.-М. Э. Г., Каллис, Дж., Кюбель Сервантес, Б.Т., Кларет, М., Конканнон, Б., Ранний, Дж., Феррари, Р., Гудман, Л., Харкорт, Р. Р., Климак, Дж. М., Ли, К. М., Лелонг, М.-П., Дивайн, М. Д., Лиен, Р.-К., Махадеван, А., Мак-Вильямс, Дж. К., Molemaker, М. Дж., Мукерджи, С., Нэш, Дж. Д., Озгёкмен, Т., Пирс, С. Д., Рамачандран, С., Самельсон, Р. М., Сэнфорд, Т. Б., Ширман, Р. К., Скиллингстад, Э. Д., Смит, К. С., Тандон, А., Тейлор, Дж. Р., Террей, Э. А., Томас, Л. Н., и Ледуэлл, Дж. Р .: Лето LatMix Кампания, Б. Ам. Meteorol. Соц., 96, 1257–1279, https: // doi.org / 10.1175 / BAMS-D-14-00015.1, 2015. a

Смедман, А.-С., Грининг, С.-Э., Хёгстрём, У., Рутгерссон, А., Батчварова, Э., Петерс, Г., Хеннемут, Б., Таммелин, Б., Хивёнен, Р., Омштедт, А., Михельсон, Д., Андерссон, Т., Клеменс, М .: Осадки и бюджеты испарения над собственно Балтийским морем: наблюдения и моделирование, J. Atmos. Науки Океана, 10, 163–191, https://doi.org/10.1080/17417530500513756, 2005. a

Сонг, Ю. и Хайдфогель, Д. Б .: Модель полунеявной циркуляции океана с использованием обобщенного система координат слежения за топографией, J.Comput. Phys., 115, 1, 228–244, 1994. a

Stamper, M.A. and Тейлор, Дж. Р .: Переход от симметричной к бароклинной нестабильность в модели Иди, Ocean Dynam., 67, 65–80, https://doi.org/10.1007/s10236-016-1011-6, 2017. a

Sullivan, P.P. и Маквильямс, Дж. К .: Фронтогенез и фронтальная остановка плотной нити в поверхностном пограничном слое океана, J. ​​Fluid Mech., 837, 341–380, https://doi.org/10.1017/jfm.2017.833, 2018. a

Таври, А., Сингха, С., Ленер, С., и Топузелис, К .: Наблюдения субмезомасштабных вихрей над Балтийским морем с помощью TerraSAR-X и океанографические данные. Симпозиум ЕКА «Живая планета», Прага, Чешская Республика, 9–13 мая 2016 г. a

Тейлор, Дж. Р. и Феррари, Р.: О равновесии симметрично расположенных нестабильный фронт из-за вторичной сдвиговой нестабильности, J. Fluid Mech., 22, 103–113, https://doi.org/10.1017/S0022112008005272, 2009. a

Thomas, L. N., Tandon, A., и Махадеван, A .: Субмезомасштабные процессы и динамика, в: Моделирование океана в режиме вихря, под редакцией: Hecht, М.В. и Хасуми, Х., Серия геофизических монографий, 177, 17–38, https://doi.org/10.1029/177GM04, 2008. a

Thomas, L. N., Taylor, J. R., Феррари Р., Джойс Т. М .: Симметричная нестабильность в Гольфстриме. Deep-Sea Res. Pt. II, 91, 96–110, https://doi.org/10.1016/j.dsr2.2013.02.025, 2013. a, b, c, d, e

Thompson, L .: слои Экмана и двумерный фронтогенез в верхнем слое океана, J. ​​Geophys. Res., 105, C3, 6437–6451, 2000. a, b

Umlauf, L. and Бурчард, Х.: Общее уравнение масштаба длины для геофизических модели турбулентности, J. Mar. Res., 61, 235–265, 2003. a

Вали Г., Журбас В., Липс У., и Лаанеметс Дж .: Субмезомасштабные структуры, связанные с апвеллингом. события в Финском заливе Балтийского моря (численные эксперименты), J. Mar. Syst., 171, 31–42, https://doi.org/10.1016/j.jmarsys.2016.06.010, 2017. a, b

Вяли Г., Журбас В. М., Лаанемец Ю., и Липс, У .: Кластеризация плавающих частиц из-за субмезомасштабная динамика: моделирование Финского залива, Балтийского моря, Фундаментальная и прикладная гидрофизика, 11, 21–35, https: // doi.org / 10.7868 / S2073667318020028, 2018. a

Vitousek, S. and Фринджер, О. Б. Физическая дисперсия в сравнении с числовой дисперсией в негидростатической моделирование, Ocean Model., 40, 72-86, https://doi.org/10.1016/j.ocemod.2011.07.002, 2011. a

Vortmeyer-Kley, R., Holtermann, P., Feudel, U., and Gräwe, U .: Сравнение эйлеровой и лагранжевой переписей вихрей для безливной полузамкнутый бассейн, Балтийское море, Ocean Dynam., 69, 701–717, https://doi.org/10.1007/s10236-019-01269-z, 2019. a

Вадзук, Б.М. и Ходжес Б. Р .: Сравнение гидростатического и негидростатического моделирования уравнения Эйлера нелинейные внутренние волны, J. Eng. Мех., 1069–1080, https://doi.org/10.1061/(ASCE)0733-9399(2009)135:10(1069), 2009. a

Wilcox, D.C .: Пересмотр масштабное уравнение для расширенных моделей турбулентности, AIAA J., 26, 1299–1310, 1988. а

Зацепин А.Г., Денисов Е.С., Емельянов С.В. Влияние уклона дна и ветра на прибрежное течение во вращающейся стратифицированной жидкости: лабораторное моделирование для Черное море, Океанология, 45, S13 – S26, 2005.а

Чжун, Ю., Бракко, А., Тиан, Дж., Донг, Дж., Чжао, В., и Чжан, З .: Наблюдаемые и смоделированные субмезомасштабный вертикальный насос антициклонического вихря на юге Китайское море, Науки. Rep.-UK, 7, 44011, https://doi.org/10.1038/srep44011, 2017. а, б

Журбас В., Лаанемец Дж., и Вахтера, Э .: Моделирование мезомасштабной структуры связанных события апвеллинга / даунвеллинга и связанный с этим вклад питательных веществ в верхний перемешанный слой в Финском заливе Балтийского моря, J. Geophys. Res.-Oceans, 113, C05004, https: // doi.org / 10.1029 / 2007JC004280, 2008. a

Журбас В., Вали Г. и Кузьмина Н .: Вращение плавающих частиц в субмезомасштабных циклонических и антициклонических вихрях: модельное исследование для юго-восточной части Балтийского моря, Ocean Sci. , 15, 1691–1705, https://doi.org/10.5194/os-15-1691-2019, 2019. a

Подкисление Балтийского моря в будущем — исследование чувствительности

https://doi.org/10.1016 /j.jmarsys.2020.103397Получить права и контент

Основные моменты

•

Чувствительность pH и карбонатной системы к потенциальным будущим изменениям в Балтийском море

•

Реакция pH на будущий атмосферный CO ₂ , изменение климата и изменения водосбора

•

CO _{2 Закисление, вызванное} , может быть усилено или смягчено другими процессами в прибрежных морях.

•

Маловероятно, что закислению Балтийского моря можно будет противодействовать, если только выбросы CO ₂ не уменьшатся

Резюме

Будущее закисление прибрежных морей будет зависеть не только от образования CO в атмосфере ₂ частичное давления (pCO ₂ ), но также и на изменениях водосборных площадей, обмене с прилегающим океаном и внутреннем круговороте углерода и питательных веществ. Здесь мы используем объединенную физико-биогеохимическую модель Балтийского моря для количественной оценки чувствительности pH к изменениям как внешнего воздействия, так и внутренних процессов.Эксперименты включают изменения стока, поступления растворенного неорганического углерода (DIC) и общей щелочности (A _T ), биогенные нагрузки, обмен между Балтийским и Северным морями и атмосферный pCO ₂ . Кроме того, мы обращаемся к возможным различным будущим изменениям стока и речной нагрузки в бореальных и континентальных водосборных бассейнах, соответственно. Согласно нашим расчетам, изменения в атмосферном pCO ₂ оказывают сильнейшее влияние на будущий pH. Подкисление, вызванное CO ₂ , может быть дополнительно усилено в случае опреснения Балтийского моря, хотя повышенные концентрации A _T в речном стоке из-за усиления выветривания в некоторой степени могут противодействовать подкислению.Снижение нагрузки питательными веществами и продуктивность снизит среднегодовой pH поверхностных вод, но в то же время немного повысит pH поверхностных вод в зимний период (годовой минимум pH). Время реакции pH поверхностных вод на внезапные изменения атмосферного pCO ₂ составляет примерно один месяц, тогда как время реакции на изменения, например, сток и нагрузки A _T / DIC больше связаны со временем пребывания воды и соли (> 30 лет). Кажется маловероятным, что прогнозируемое будущее повышение атмосферного pCO ₂ и связанное с ним снижение pH может быть полностью нейтрализовано какими-либо другими процессами, рассматриваемыми в наших экспериментах.

No related posts.