МИНИСТЕРСТВО НАУКИ И ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ РОССИЙСКОЙ
ФЕДЕРАЦИИ
федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение
высшего образования
«РОССИЙСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ
ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ»
Кафедра промысловой океанологии и охраны природных вод
ВЫПУСКНАЯ КВАЛИФИКАЦИОННАЯ РАБОТА
(БАКАЛАВРСКАЯ РАБОТА)
■
На тему: Исследование изменчивости положения границы старых льдов в
Северном Ледовитом океане в различные климатические периоды
Исполнитель
Виноградняя Елизавета Сергеевна_______________
(фамилия, имя, отчество)
Руководитель
профессор, доктор географических наук____________
(ученая степень, ученое звание)
Малинин Валерий Николаевич
(фамилия, имя, отчество)
«К защите допускаю»
Заведующий кафедрой___________________________________________
(подпись)
___________кандидат физико-математических наук, доцент_________
(ученая степень, ученое звание)
___________________Ерёмина Татьяна Рэмовна____________________
(фамилия, имя, отчество)
«__»___________20__г.
Санкт-Петербург
2019
1
Оглавление
Введение ............................................................................................................... 3
Глава 1. Физико-географическая характеристика района................................. 6
1.1
Географическое положение ........................................................................ 6
1.2. Особенности метеорологических условий................................................... 8
1.3. Гидрологический режим ............................................................................... 9
1.4. Особенности ледового режима ................................................................... 12
Глава 2. Изменчивость площади ледяного покрова в Северном ледовитом
океане и его морях ............................................................................................. 18
2.1. Исходные данные ........................................................................................ 18
2.2. Сезонная изменчивость площади ледового покрова в СЛО ..................... 19
2.3. Межгодовая изменчивость .......................................................................... 32
Глава 3. Изменчивость положения границы остаточных и старых льдов в СЛО
текущем климатическом периоде ..................................................................... 41
3.1. Изменчивость положения границы старых льдов в период максимального
нарастания ледяного покрова (май) .................................................................. 41
3.2. Изменчивость положения границы остаточных льдов в период
максимального таяния ледяного покрова (сентябрь) ....................................... 45
3.3. Изменчивость площади старых и однолетних льдов ................................ 48
Заключение ......................................................................................................... 52
Список литературы ............................................................................................ 55
2
Введение
Работа посвящена изучению такого важного показателя состояния
климатической системы Северного полушария – как ледяной покров
Северного Ледовитого океана и его морей. Именно ледяной покров является
основным
объективным
индикатором
происходящих
изменений
в
климатической системе «атмосфера-лед-океан».
Актуальность. Изменения площади дрейфующих льдов в целом по
океану и его морях и оценка тенденций в их изменении является важной
прикладной научной задачей в изучении климата. Не менее важна и интересна
с научной точки зрения оценка изменения положения границы старых льдов и
однолетних льдов в «холодный» (50-80-е годы прошлого столетия) и теплый
(90- по настоящее время) климатические периоды. Такие полученные на
фактическом материале (спутниковые снимки) данные являются достоверной
основой для оценки изменений в толщине льда в Северном Ледовитом океане.
Практическая значимость работы. Оценка происходящих изменений
площади льдов в океане и его морях является важной исследовательской
задачей, поскольку позволяет оценить возможные будущие изменения
ледяного покрова. Соотношение между количеством старых льдов и
однолетних льдов в океане позволяет количественно оценить изменение
состава льдов, что весьма необходимо в задаче оценки объемов льда и
ледового баланса в океане. Результаты работы дадут возможность оценить
объективные показатели происходящих климатических изменениях в составе
ледяного покрова в Северном Ледовитом океане.
Цель работы. Данная работа посвящена исследованию изменчивости
общей площади льдов, положения границ старых льдов в зимний период,
остаточных льдов в осенне-летний период в Северном Ледовитом океане и его
морях.
Выполнение поставленной цели предусматривает решение задач:
3
1.Обработка и анализ данных с сайта ААНИИ площади ледяного
покрова на период максимального нарастания (апрель) и сокращения
(сентябрь) для Северного Ледовитого океана и районов в него входящих.
2.Обработка и формирование базы данных по положению границы
старых льдов в мае и остаточных льдов в сентябре.
3.Расчет баланса старых и однолетних льдов в Северной полярной
области.
5.Проведение анализа изменения границ старых и остаточных льдов за
период с 1999 по 2018 год по пятилетиям и сравнительный анализ с более
поздними данными.
При выполнении работы были использованы открытые литературные
источники, картографический электронный материал и архивы обработанных
спутниковых данных.
Выполненная работа состоит из введения, трех глав, заключения и
списка литературы, состоящего из 12 источников.
В первой главе приводится физико-географическое описание района
исследования. Основной особенностью Северного ледовитого океана является
наличие постоянного ледяного покрова, который испытывает большие
сезонные и межгодовые изменения, и является составной частью сложной
климатической системы «атмосфера-лед-океан».
Во второй главе приводится исследование сезонной и межгодовой
изменчивости
площади
ледяного
покрова
по
спутниковым
данным.
Исследуется изменение площади ледяного покрова в самом Северном
ледовитом океане и в его морях. Показано что сезонная изменчивость
проявляет
определенные
закономерности
в
течение
смены
сезонов,
увеличиваясь в зимний период и существенно сокращаясь в летний период.
Также рассматривается межгодовая изменчивость площади ледяного покрова,
4
которая проявляет тенденцию к сокращению общей площади льдов, как в
самом океане, так и его морях.
В третьей главе проводится исследование изменчивости положения
границы старых и остаточных льдов, а также сравнение изменения площади
старых и однолетних льдов. Показано, что последние два десятилетия
наблюдается значительное смещение границы старых льдов в Северном
Ледовитом океане и сокращение их площади. Наблюдается значительное
увеличение площади однолетних льдов.
5
Глава 1. Физико-географическая характеристика района
1.1
Географическое положение
Северный Ледовитый океан (СЛО) расположен в Северном полушарии
вокруг Северного полюса – между материками Евразия и Северная Америка.
Его площадь составляет 14.75 млн км2. Объем вод 18.07 млн км3. Средняя
Глубина 1225 м. Наибольшая глубина 5527 м (в Гренландском море).
Воды Северного Ледовитого океана в основном ограничены сушей
(берегами Северной Америки и Евразии). На западе Северный Ледовитый
океан взаимодействует с Северной Атлантикой (между Гренландией и
Евразией), а на востоке с Тихим океаном через Берингов пролив (рис. 1.1).
Рисунок 1.1. Северный Ледовитый океан
В Северном Ледовитом океана и прилегающих к нему морям много
крупных островов и архипелагов. Это острова Гренландия, Врангеля,
Канадский Арктический архипелаг, Земля Франца-Иосифа и др.
Береговая линия материков, окружающих Северный Ледовитый океан,
и его островов отличается большим разнообразием типов берегов –
6
приморские равнины, аккумуляторные формы берегов, специфические формы
берегов рельефа, таких как стрендфлета – широкой трассы, окаймляющей
побережье Норвегии, Новой Земли, Гренландии, берегов фиордового типа,
абразивных форм
береговой
линии.
Достаточно
мощные
береговые
аккумулятивные формы простираются на десятки и сотни километров вдоль
побережья морей Карского, Лаптевых, Восточно-Сибирского, Чукотского и
Бофорта.
Описывая разнообразный рельеф дна, СЛО можно разделить на три
геоморфологических региона: Арктический, Норвежско-Гренландский и
Канадский. Его особенность заключается в обширном шельфе. Наибольшую
ширину в 1300-1500 км он имеет вдоль берегов Евразии. В основном шельф
распространяется до глубин 200-350 м, в некоторых местах он раздроблен
впадинами. Центральную часть океана занимает ложе. Материковый склон
довольно широк и местами имеет ступенчатый рельеф.
В центральной части СЛО находится хребет Ломоносова (его высота
превышает 3000 м). К западу от него расположена котловина Амундсена (4485
м), которая отделена от котловины Нансена (3975 м) узким хребтом Гаккеля.
Вместе с хребтом Геккеля хребты Исландский, Мона и Книповича образуют
часть мировой системы срединно-океанических хребтов. [1]
В состав Северного Ледовитого океана входят 11 морей (Баренцево,
Баффина, Белое, Бофорта, Восточно-Сибирское, Гренландское, Карское,
Лаптевых, Линкольна, Норвежское, Чукотское) и Гудзонов залив.
Северный Ледовитый океан граничит на западе с Атлантическим
океаном и испытывает сильное влияние арктических центров действия
атмосферы – Гренландского максимума и Исландского минимума. Большое
влияние на западную и центральную части океана оказывают поверхностные
и глубинные течения, приходящие из Атлантики.
7
На востоке через узкий Берингов пролив Северный Ледовитый океан
граничит с Беринговым морем (Тихий океан). Несмотря на небольшую
ширину пролива воды поступающие из Тихого океана оказываю большое
влияние на ледяной покров морей Чукотского и Бофорта.
1.2. Особенности метеорологических условий
Климат Арктики является одним из самых суровых и холодных. Одной
из особенностей климата Арктики является его большая изменчивость из-за
влияния на климат океана основных центров действия атмосферы - теплых
циклонов. Его особенность – высокая континентальность. Так как вода
практически всегда находится подо льдом, она практически не оказывает
влияния на потоки воздуха. Континентальность в районе Арктики проявляется
с западного направления на восточное, поскольку преимущественно в этом
направлении двигаются воздушные массы с океана, но по пути перемещения
влага постепенно теряется.
Зима в Арктике – длится 7-8 месяцев, это полярная ночь. Поступление
тепла солнечной радиации значительно сокращается. В это время погода
становится
более-менее
однообразной,
наблюдаются
незначительные
колебания температуры, значения которой могут упасть до -50…-60°С.
Со стороны Атлантического океана проявляется действие циклонов. С
их появлением наблюдаются высокие показатели температуры воздуха,
частые ветры, максимальные объемы осадков и большая облачность. В
Сибирской части Арктики действуют антициклоны, в Гренландском и
Канадском районах их влияние слабее. С их действием ветры совсем
незначительные, либо умеренные, осадков выпадает мало, морозы сильные и
облачность небольшая.
Лето в Арктике очень короткое и длится 2-3 месяца. Летом наиболее
теплым арктическим периодом является июль, когда средние значения
8
температуры в Арктическом бассейне составляют 0-5°С, на морском
побережье от 2 до 3°С, в районе материка 6-10°С, а в центральном районе
Гренландии еще теплее – до 12 °С. На протяжении всего теплого периода
могут наблюдаться заморозки. В районе Арктического бассейна высокая
влажность (до 98%), поэтому можно наблюдать низкую слоистую облачность,
частые туманы и осадки в виде дождя или мокрого снега, при этом ветер
относительно умеренный. [2]
1.3. Гидрологический режим
1.3.1. Циркуляция поверхностных вод
Рисунок 1.2. Циркуляция поверхностных вод
Атмосферная циркуляция оказывает слабое воздействие на циркуляцию
поверхностных вод, так как водная поверхность практически всегда покрыта
льдом и изолирована от непосредственного воздействия атмосферной и
солнечной радиации, поэтому циркуляцию вод формируется под влиянием
гидрологических факторов. На циркуляцию вод в Арктике влияют притоки
атлантических (теплое Северо-Атлантическое течение), тихоокеанских,
9
речных и глетчерных вод. Баланс вод океана выравнивается в основном за счет
стока в северо-восточную часть Атлантического океана, меньшая часть вод
стекает в Атлантику через проливы Канадского архипелага.
Речной сток по объему невелик, но оказывает существенное воздействие
на формирование поверхностной циркуляции. У берегов Азии и Аляски
сосредоточено более половины речного стока, поэтому в этих районах
возникает стоковое движение вод и льдов, в результате образуется течение,
которое пересекает океан и в его западной части движется в пролив Фрама
(между
Шпицбергеном
и
Гренландией).
Это
направление
течения
поддерживается тихоокеанским притоком через Берингов пролив.
Трансарктическое течение возникает в районе Чукотского и ВосточноСибирского шельфов, оно пересекает океан и движется к северному
побережью Гренландии к проливу Фрама. Это генеральное течение является
механизмом, обеспечивающим общее направление дрейфа льдов. Его
продолжением является холодное Восточно-Гренландское течение, которое
обходит южную оконечность Гренландии и далее следует в море Баффина как
Западно-Гренландское
течение.
Между Аляской и Трансарктическим
течением возникает круговорот, примерно соответствующий морю Бофорта.
Другой круговорот образуется восточнее Северной Земли. В образовании
круговоротов играет роль конфигурация берегов и рельеф дна. ВосточноНовоземельское и Ямальское течения образуют круговорот против часовой
стрелки в Карском море.
Течения в Баренцевом море связаны с Северо-Атлантическим течением
и его ответвлениями, которое, двигаясь вдоль берегов Норвегии, переходит в
Норвежское течение. Затем оно разветвляется на Западно-Шпицбергенское и
Нордкапское течения. Последнее, достигнув Кольского полуострова, получает
название Мурманского, пересекает южную часть Баренцева моря и затем
переходит в Западно-Новоземельское течение, постепенно затухающее в
10
северной части Карского моря. Все это теплые течения со скоростями более
25 м/с. [3]
1.3.2. Водные массы
В Северном Ледовитом океане можно выделить несколько водных масс.
Поверхностная водная масса (до 25-50 м), имеющая низкую температуру
(ниже -1.5°С) и пониженную соленость (28-33.5‰), которая вызвана
распресняющим действием речного стока, талых вод и очень слабым
испарением. В Норвежском море доминирует Северо-Атлантическое течение,
поэтому поверхностного стоя нет, средняя температура составляет 6-8°С,
соленость 30-33‰.
Рисунок 1.3. Распределение водных масс
Подповерхностная водная масса (до 150-200 м) еще более холодная (до
-1.8°С), но более соленая (34.3‰). Она образуется при перемешивании
поверхностной воды с подстилающей промежуточной водной массой и
препятствует проникновению тепла к поверхностному слою.
Промежуточная водная масса (до 750-800 м) – это теплая атлантическая
вода с повышенной соленостью (более 37‰), которая поступает из
Гренландского моря.
Глубинная водная масса также формируется в Гренландском море, но в
зимнее время благодаря вертикальной конвекции. Она образует единый поток,
медленно ползущий от пролива между Гренландией и Шпицбергеном к
11
району моря Бофорта. Температура глубинных вод около -0.9°С (кроме
Канадской котловины, которая отделена хребтом Ломоносова, температура
составляет -0.4°С), соленость 35‰.
Донная водная масса является мало подвижной, застойной (период
обращения составляет 700 лет), практически не принимающей участия в
общей циркуляции. Донные воды накапливаются на дне наиболее глубоких
котловин ложа океана (Нансена, Амундсена и Канадской). [3][4]
1.4. Особенности ледового режима
У Северного Ледовитого океана и его морей можно выделить несколько
основных особенностей ледового режима:
В зимний период, с октября по май в СЛО наблюдается увеличение
площади ледяного покрова и нарастание толщины льда, в летний период с
июня по сентябрь в океане происходит таяние и разрушение ледяного покрова,
в результате чего часть океана очищается ото льда;
В зимний период лед нарастает до берегов везде, кроме Баренцева
и Гренландского морей, так как из-за открытой границы развитие ледяного
покрова сдерживается, поступающими теплыми водами из Атлантики.
В СЛО ледовый режим носит постоянный характер, льды круглый
год покрывают значительное пространство акватории океана; характер
ледового режима в морях – сезонный.
Льды, покрывающие океан, состоят из дрейфующих льдов,
неподвижных припайных льдов и заприпайных полыней
1.4.1. Дрейф льда
Циркуляция льдов вносит значительный вклад в изменчивость
характеристик ледяного покрова в Арктике. На рисунке 1.5 представлены
схемы результирующего дрейфа льда за зимнее и летнее полугодия в
Арктическом бассейне. Эти схемы показывают наличие двух основных
12
структур дрейфа. Это Трансарктический поток льдов, направленный из
северных частей морей Лаптевых и Восточно-Сибирского через приполюсный
район в Гренландское море, слева в него поступают льды из российских
арктических морей, справа к потоку подходит область антициклонического
круговорота. Второй крупной и стационарной структурой дрейфа льдов
является канадский антициклонический круговорот (рис.1.5).
Льды, которые попадают в Трансарктический поток из Карского моря,
достигают Гренландское море через 1-2 года, из моря Лаптевых – через 2-3
года, из Восточно-Сибирского – через 3-4 года, из Чукотского – через 4-5 лет.
Период обращения льдов в пределах антициклонического круговорота
изменяется от 4 (район моря Бофорта и к северу от него) до 10-12 лет (район
вблизи берегов Гренландии и Канадского Арктического архипелага).
Некоторые ветви Трансарктического потока отклоняются от своего
обычного положения, что приводит к изменению схемы генерального дрейфа
льда. В результате чего в некоторые годы или сезоны возникают замкнутые
циклонические циркуляции льдов в море Лаптевых и районе острова
Врангеля, а выносимый поток из Карского моря в Арктический бассейн меняет
свое направление на обратное, обычно такое изменение наблюдается в летний
период.
Сравнивая схемы на рисунке 1.4, можно выделить некоторые различия:
скорость дрейфа на подходах к проливу Фрама в зимний период больше по
сравнению с летним периодом, стрежень Трансарктического потока
смещается от Евразии к Америке и сокращение площади антициклонического
круговорота наблюдается от зимы к лету.
В зимние сезоны (октябрь-декабрь и январь-март) положение оси
Трансарктического потока, которое обычно располагается вдоль северных
окраин арктических морей, может существенно меняться от года к году, что
сказывается на выносе льдов из этих морей.
13
В весенний период (апрель-июнь) в большинстве районов Арктического
бассейна и окраинных морей льды дрейфуют в сторону Гренландского моря,
исключением является небольшой застойный район к северу от Канадского
Арктического архипелага.
Летом (июль-сентябрь) стрежень Трансарктического потока смещается
к линии, соединяющей Берингов пролив и пролив Фрама. Однако межгодовая
изменчивость дрейфа льдов в этот период наиболее сильно выражена. В
некоторые годы сохраняется типичный для зимних сезонов характер дрейфа,
в другие – аномальное развитие получает циклоническая система, центр
которой обычно располагается к северу от моря Лаптевых. Эти изменения
сильно сказываются на величине ледообмена окраинных морей с Арктическим
бассейном. [5]
Рисунок 1.4. Схема среднего результирующего дрейфа льда за октябрь-март
(а) и апрель-сентябрь (б)
14
1.4.2. Толщина льда
Преобладающий
возраст
ледяных
образований,
а
также
продолжительность существования ледяного покрова определяет система
циркуляции атмосферы и океана. Возраст льда в разных районах зависит от
местных климатических условий, скорости ветра и направления генерального
дрейфа льда. Межгодовая изменчивость распределения льдов по площади и
возраста зависит от конкретного района Арктического бассейна.
Повышенная повторяемость ветров, дующих от берега, во многих морях
Евразийского шельфа, с одной стороны, и ветром, дующих к берегу, к северу
от Гренландии и Канадского Арктического архипелага, с другой, создают
условия для образования заприпайных полыней и омоложения ледяного
покрова в первом регионе, интенсивного торошения и накопления льдов во
втором регионе. Учитывая особенности термодинамических условий, это
приводит к крупномасштабным пространственным изменениям средней
толщины ледяного покрова – ее увеличению от берегов Сибири к берегам
Канадского
Арктического
архипелага
и
Гренландии.
Максимальные
пространственные градиенты толщины льда в конце зимы, возникающие
вследствие омоложения ледяного покрова, отмечаются в большинстве
окраинных морей сибирского шельфа.
У берегов Канадского Арктического архипелага располагается основная
масса многолетнего льда. Далее она простирается на север до полюса, на
восток – до Гренландии, на юго-запад до берегов Аляски, на западе и востоке
границей служат меридианы 180-0°. В этой зоне толщина льда может
превышать 5 метров (в конце зимы), она постепенно уменьшается до 1.5-2
метров в морях сибирского шельфа (рис. 1.5). [5]
В местах близких к центру Арктического антициклона льды мало
заснежены, так как снега выпадает значительно меньше, по сравнению с
другими районами. Низкая температура воздуха и малая заснеженность
15
являются основными факторами, обусловливающими наибольшую толщину
ровного многолетнего льда. Существенную роль в формировании льда также
играет повышенное теплосодержание.
Рисунок 1.5. Средняя толщина льда для Арктического бассейна
Если бы ледяной покров арктических морей был неподвижен, то
распределение толщины льда к концу зимы определялось только условиями
нарастаниями льда, а именно температурой воздуха, теплосодержанием вод,
условиями теплообмена в воздухе и воде. Движение льда существенно
изменяет распределение толщины ледяного покрова. В результате ледообмена
с Арктическим бассейном происходит «омоложение» ледяного покрова морей
сибирского шельфа. [5]
1.4.3. Таяние льдов
В весенний период повышаются значения солнечной радиации и
температуры воздуха, начинается период таяния снега, а затем льда. В районах
арктических морей, которые расположены южнее 72° с.ш., таяние начинается
в последнюю декаду мая, до 75° с.ш. таяние доходит в первой декаде июне, к
концу второй декады этого месяца оно подходит к северным границам
16
окраинных морей, а к концу июня достигает приполюсного района (рис. 1.6).
Стандартное отклонение, характеризующее межгодовую изменчивость
средних сроков начала таяния, составляет около 10 суток.
Рисунок 1.6. Средние сроки начала таяния льда
Рисунок 1.7. Средняя величина стаивания льда за лето
17
Глава 2. Изменчивость площади ледяного покрова в Северном
ледовитом океане и его морях
2.1. Исходные данные
Данные по ледовитости (площади ледяного покрова) для Северного
Ледовитого океана (рис. 2.1), районов и морей, входящих в его состав (рис.
2.2), для расчетов и анализа были взяты из открытого источника на сервере
Мировым центром данных по морскому льду (МЦД МЛ) ААНИИ [9].
Формирование цифровых массивов ледового картирования ААНИИ для
акватории СЛО выполняется на регулярной основе МЦД МЛ ААНИИ.
Рисунок 2.1. Северный Ледовитый океан
На рисунке 2.2 представлены моря северной полярной области,
входящие в состав Северного ледовитого океана, а именно под номером 1 –
Арктический бассейн, 2 – Баренцево море, Карское море, 4 – море Лаптевых,
5 – Восточно-Сибирское море, 6 – Чукотское море, 7 – море Бофорта, 8 –
Канадский архипелаг, 9 – море Линкольна, 10 – Гренландское море, 11 –
Норвежское море, 12 – Гудзонов залив, 13 – Белое море, 14 – море Баффина.
18
Море Линкольна было исключено из анализа, так как согласно
полученным данным, площадь ледяного покрова не изменялась на
протяжении исследуемого периода.
Рисунок 2.2 Моря и районы Северной полярной области
2.2. Сезонная изменчивость площади ледового покрова в СЛО
Сезонная изменчивость площади ледяного покрова в Северном
Ледовитом океане и его морях имеет хорошо выраженный сезонный характер.
Каждый район имеет свои характерные особенности ледового режима,
которые вносят вклад в изменение площади, занимаемую льдом, на акватории
океана.
Вместе с тем, сезонная изменчивость площади ледяного покрова
районов Северного Ледовитого океана весьма изменчива и характеризуется
несколькими устойчивыми периодами. В среднем по районам можно выделить
три основных периода: период быстрого нарастания льда (с сентября по
19
декабрь), период медленного нарастания льда (с января по апрель/май) и
период быстрого сокращения площади (с июня по сентябрь). На рисунках 2.32.6 представлены графики изменения площади ледяного покрова в течение
гидрологического года (с сентября по сентябрь) в районах, которые отнесены
к СЛО. Графики построены по осредненным данным ледовитости с 1978 года
по 2018 год.
Рисунок 2.3. Сезонное изменение площади ледяного покрова в морях
Сибирского шельфа
На рисунке 2.3 изображены графики сезонного изменения площади
ледяного покрова в течение гидрологического года морей Сибирского шельфа,
кроме Белого моря. Каждое море в зависимости от сезона имеет свои
особенности в количестве, распространении, вида и сплоченности льда.
Баренцево море подвержено влиянию теплых атлантических вод,
приносимых системой течений Гольфстрима. В результате чего море не
покрывается полностью льдом, это является его отличительной особенностью
в сравнении с другими морями Российской Арктики. Во второй половине
сентября на границе с Арктическим бассейном начинается формирование
ледяного покрова. Продвижение кромки ледяного покрова происходит в
20
южном направлении к центральной части моря, при этом ледообразование
также охватывает район к западу от побережья Новой Земли. В ноябре на
акватории моря начинают образовываться однолетние тонкие льды, также на
акватории могут наблюдаться старые льды, поступающие из Арктического
бассейна и Карского моря через проливы. В середине апреля ледообразование
прекращается и площадь ледяного покрова принимает свои максимальные
значения. В мае-июне на юге юго-восточной части Баренцева моря
начинаются процессы таяния и разрушения ледяного покрова, которые
двигаются в северном направлении, этому способствуют воздействие
солнечной радиации и тепла, приносимого течениями. В мае в этом районе
вытаивают все молодые и частично однолетние тонкие льды. В июне на всей
акватории моря полностью пропадают зоны тонких льдов и исчезает большая
доля средних льдов в юго-восточной и северо-восточной частях моря. В июле
полностью освобождается ото льда юго-восточная часть моря и значительная
часть моря к западу от Новой Земли. В период с мая по август на акватории
моря преобладают северные ветры, которые способствуют дрейфу льда на юг
к более теплой воде, что приводит к более быстрому таянию. В сентябре
завершается процесс очищения моря ото льда.
Карское море большую часть года покрыто сплошным ледяным
покровом. В конце августа – начале сентября начинается ледообразование на
северной границе моря, где чаще всего присутствуют остаточные льды. В
первой декаде октября на всей северо-восточной части акватории моря
наблюдаются начальные виды льдов. Ледообразование в юго-западной части
акватории
осложнено
летним
прогревом
и
затоком
более
теплых
баренцевоморских вод через пролив Карские ворота. С октября по март
отмечается дрейф льда через северную границу в Арктический бассейн и в
Баренцево море через пролив Карские ворота. В мае на акватории моря
преобладают однолетние толстые льды (толщина больше 120 см), основная
часть которых расположена в северо-восточной части, в юго-западной части
21
моря преобладают однолетние средние льды (толщина 70-120 см). В конце мая
таяние льдов начинается в юго-западной части моря, скорость сокращения
ледяного покрова увеличивается, когда происходит взлом припая и он
превращается в дрейфующие льды, обычно это происходит в июле. В северовосточной части таяние протекает медленнее, в результате чего в сентябре
почти половина района занята остаточными льдами, юго-западная часть в этот
период уже полностью свободна ото льда.
Море Лаптевых почти девять месяцев (октябрь-июнь) полностью
покрыто льдом. В начале сентября возле северных границ моря начинается
устойчивое
ледообразование,
которое
распространяется
в
южном
направлении. В первой декаде октября ледообразование наблюдается в южном
прибрежном районе западной части моря и в районе вблизи дельты Лены. С
октября по март в связи с особенностями атмосферной циркуляции
дрейфующие льды выносятся в Арктический бассейн из моря. В первую
декаду июня в южных районах моря начинается таяние ледяного покрова. К
этому моменту ледообразование в полыньях прекращается, и они становятся
аккумуляторами тепла и очагами очищения моря ото льда. К концу августа
около половины западной части моря и ¾ - восточной освобождаются ото
льда. В сентябре процессы таяния замедляются, и кромка льда незначительно
смещается к северу, располагаясь в западной части моря на широте пролива
Вилькицкого.
Восточно-Сибирское море восемь-девять месяцев (октябрь-май/июнь) в
году полностью покрыто льдом. В конце августа вблизи северной границы
моря среди сплоченных льдов начинается устойчивое ледообразование. К
началу октября процессы ледообразования распространяются к югу и лед
начинает образовываться в прибрежной зоне. В середине октября в западной
части моря и в Новосибирских проливах наблюдается лед преимущественно
местного происхождения, иногда в этих зонах остаются льды, не вытаявшие в
летний период, которые переходят в стадию двухлетних льдов. К февралю
22
большую часть акватории моря занимает однолетний толстый лед, также
присутствуют двухлетние и многолетние льды. C июля начинается таяние
льдов под влиянием тепловых и динамических процессов, при этом восточная
часть моря очищается заметно медленнее западной. Одними из очагов
очищения являются приустьевые области рек Индигирка и Колыма. В августе
в западной части чистая вода занимает чуть меньше половины площади, также
освобождается ото льда пролив Санникова. В сентябре процесс таяния
завершается, при этом более чем на трети акватории моря сохраняются
сплоченные льды.
Ледовый режим Чукотского моря подвержен влиянию Арктического
бассейна через открытую границу и адвекции относительно теплых
беринговоморских вод, поступающих через Берингов пролив. В середине
сентября ледообразование начинается среди сплоченных льдов (9-10 баллов)
на северных и северно-западных границах моря, затем оно распространяется в
южную сторону, которое как правило еще свободна ото льдов. В первой декаде
октября ледообразование начинается в прибрежных районах моря и в проливе
Лонга. К середине ноября замерзают центральные и южные районы моря,
такие поздние сроки связаны с поступлением сравнительно теплых
беринговоморских вод, которые сдерживают процессы выхолаживания. В
феврале менее половины акватории в юго-западной части моря занимают
однолетние средние льды (70-120 см), когда в остальных морях уже
преобладают однолетние толстые льды (более 120 см). В конце периода
нарастания ледяного покрова большую часть акватории занято однолетними
толстыми льдами, также на акватории присутствуют однолетние тонкие и
средние льды, которые располагаются за припаем вдоль побережья Чукотки и
Аляски, а также двухлетние и многолетние льды на северной границе моря,
которые поступают из Арктического бассейна. В конце мая начинается таяние
льда в юго-западной части моря, это происходит под влиянием теплых течений
из Берингова моря. В среднем таяние льда в море происходит в северо23
западном направлении от побережья Чукотки и Аляски. К концу сентября
большая часть акватории свободна ото льда.
По
полученным
средним
данным
после
осеннего
периода
ледообразования в результате нарастания площади льдов (с декабря по май)
моря Лаптевых, Восточно-Сибирское и Чукотское полностью покрыты
льдами, а в Карском море площадь занятая льдом превышает 95%. Только в
Баренцевом море лед занимает чуть больше половины площади акватории.
После периода таяния и сокращения ледяного покрова, на момент
максимального сокращения ледяного покрова, наблюдаемого в сентябре, в
морях Лаптевых и Восточно-Сибирском остаточный лед занимает около 4050% площади, в Карском и Чукотском морях около 15-20%, Баренцево море
практически полностью освобождается ото льда, в море остается около 4-5%
остаточных льдов (рис. 2.3).
Рисунок 2.4. Сезонное изменение площади ледяного покрова в морях
Баффина, Бофорта и Гренландском, заливе Гудзоне и акватории Канадского
архипелага
На рисунке 2.4 изображены графики сезонного изменения площади
ледяного покрова в течение гидрологического года в морях в морях Баффина,
24
Бофорта и Гренландском, заливе Гудзона и акватории Канадского архипелага.
Каждый район имеет свои особенности ледового режима в течение года.
Море Бофорта на севере граничит с Арктическим бассейном на западе с
Чукотским море, поэтому ледообразование моря зависит от положения и
распространения южной границы многолетних льдов и остаточных в конце
летнего сезона. В конце августа – начале сентября ледообразование
начинается у северной границы моря, что связано с уже появившимися
первичными видами льда в Арктическом бассейне. Нарастание льда
происходит в южном направлении и уже к середине сентября в центральной
части моря образуются молодые льды. Ближе к середине октября замерзает
южная прибрежная часть моря. Во второй половине октября ледообразование
начинается на прибрежных отмелях и вблизи залива Амундсена. Между
паковыми льдами (многолетние массивы) и прибрежной зоной находится
глубоководная зона, которая замерзает к концу октября, что несколько позже
остальных районов моря, это объясняется большим теплозапасом воды. Тепло
накапливается
в
результате
летнего
прогрева
и
адвекции
тепла
беринговоморских вод и вод реки Маккензи. Первые распространяются вдоль
северного и западного побережий Аляски, а вторые поступают на северо-запад
и северо-восток акватории моря. За зоной припая (50-60 км от берега)
располагается «переходная» зона, примыкающая к зоне малоподвижного
многолетнего льда Арктического бассейна, который может проникать в море
в зависимости от ветрового режима и дрейфа льдов. В этой зоне ледяной
покров находится в постоянном движении - дрейфе, основное направление
которого – с востока на запад, что совпадает с направлением движения в зоне
многолетних льдов. В феврале-марте отмечается наибольшее количество льда
в этой зоне. В конце мая – начале июля в море Бофорта начинается таяние
льдов, которое сопровождается устойчивым переходом температуры через
0°С к положительным температурам, развитием заприпайных полыней (в
которых прекращается ледообразование), а также появлением зон чистой воды
25
в дрейфующем льде. В сентябре отмечается максимальное очищение моря ото
льда (площадь чистой воды занимает почти половину акватории моря).
Море Баффина большую часть года покрыто льдом. На ледовый режим
влияет как холодные воды, проникающие из моря Линкольна, так и
относительно теплые воды Атлантики с юга. На акватории моря наблюдается
большое количество айсбергов, основная часть которых отделяется от
ледников западного побережья Гренландии. К концу периода таяния в море
сохраняются остаточные льды в основном у северных берегов.
Проливы и прибрежные моря между островами Канадского Архипелага
9-10 месяцев в году покрыты льдом. На акватории могут присутствовать льды,
как местного происхождения, так и приносимые многолетние льды из
Арктики. К концу периода таяния акватория полостью не освобождается ото
льда. Среди островов часто сохраняется неподвижный лед–припай, который
не разрушается за короткий летний период времени.
Залив Гудзона с декабря по середину июня покрыт льдом. Так как залив
практически обособлен сушей, то на его акватории присутствуют в основном
льды местного происхождения, но могут наблюдаться и многолетние льды,
проникающие из бассейна Фокс. В сентябре акватория залива практически
полностью освобождается ото льда.
На ледовый режим Гренландского моря оказывают влияния холодные
воды
Арктики,
проникающие
с
севера
через
пролив
Фрама
с
Трансарктическим течением, и сравнительно теплые воды Атлантики,
проникающие через открытую южную границу моря. В период нарастания на
акватории моря присутствуют льды, как местного происхождения, так и
дрейфующие паковые льды, принесенные из Арктики. К концу периода таяния
на акватории моря сохраняются остаточные льды, в основном у берегов
Гренландии, которые выносятся сюда в результате дрейфа из океана.
26
По полученным средним данным после периода нарастания льда (в
апреле) район Канадского Архипелага и море Бофорта полностью покрыты
льдом, в море Баффина площадь льда занимает около 75%, в Гренландском
море и в заливе Гудзона – 65% и 68% соответственно. После периода
сокращения ледяного покрова (в сентябре) в море Бофорта и в районе
Канадского Архипелага остаточный лед занимает 46% и 40% акватории
соответственно, в Гренландском море льды занимают 25%, в море Баффина –
8%, Гудзонов залив практически полностью освобождается ото льда, они
занимают всего 2% акватории моря.
На рисунке 2.5 изображены графики сезонного изменения площади
ледяного покрова в течение гидрологического года в Белом и Норвежском
морях. Каждое море имеет свои особенности ледового режима в течение года.
Рисунок 2.5. Сезонное изменение площади ледяного покрова в Белом и
Норвежском морях
Лед в Белом море начинает образовываться в начале ноября в вершинах
заливов. К декабрю ледообразование интенсивно продвигается к центральным
районам от заливов, покрытых льдом. В начале января ледообразование
наблюдается в Бассейне моря, к этому времени на акватории моря
наблюдаются начальные виды льда и молодые льды. Исключением является
27
северо-западный район Воронки, который подвержен влиянию теплых
баренцевоморских вод и ветра, преимущественно западных направлений,
который смещает лед в восточные районы Воронки. В марте – начале апреля
в море преобладают сплоченные однолетние тонкие льды, за исключением
западных участков моря, где из-за ветров юго-западного направления
образуются полыньи, которые могут быть заполнены молодыми и менее
сплоченными льдами. В мае идет интенсивный процесс очищения моря ото
льда, что сопровождается устойчивым переходом температуры воздуха через
0°С к положительным значениям. В первой декаде июня наблюдается
окончательное очищение Белого моря ото льда.
На ледовый режим Норвежского моря сильное влияния оказывают
теплые атлантические воды, поэтому поверхностные воды в зимний период
полностью не замерзают. В основном лед наблюдается в приграничных
районах с Баренцевым и Гренландским морями. Ледообразование в море
начинается в январе в северо-западной части моря вблизи островов
Шпицберген и Медвежий. На протяжении зимнего периода на акваторию моря
поступают дрейфующие льды из рядом расположенных морей, принесенные
льды в основном определяют ледовую обстановку в Норвежском море. К
концу периода таяния море практически свободно ото льда.
По полученным средним данным после периода нарастания льда (в
апреле) акватория Белого моря на 80% покрыта льдом, в Норвежском море
льдом занято чуть больше 1% площади акватории. После периода сокращения
ледяного покрова (в сентябре) Белое и Норвежское моря практически
свободны ото льда.
На рис. 2.6 приведена сезонная изменчивость площади льдов,
покрывающую
центральную
часть
Северного
Ледовитого
океана
–
Арктический бассейн.
28
Арктический бассейн является наибольшим районом, входящим в состав
Северного Ледовитого океана. На ледовый режим оказывают влияние дрейф
льда в Гренландское море и прилегающие моря за счет Трансарктического
течения и климатические условия. У берегов Канадского архипелага
содержится основная масса пакового льда, которая не тает в летнее время, а в
зимнее время южнее от этой области начинается ледообразование или переход
однолетних льдов в следующую возрастную градацию. На рисунке 2.6
представлен график сезонного изменения площади ледяного покрова в
Арктическом бассейне. Согласно полученным данным после периода начала
ледообразования и нарастания льда (с ноября по июнь) площадь, занимаемая
льдом, составляет около 83% от всей акватории района.
После периода
сокращения ледяного покрова (в сентябре) площадь, занимая льдом,
уменьшилась до 76%, в результате чего этот район можно назвать самым
ледовитым в сравнении с остальными.
Рисунок 2.6. Сезонное изменение площади ледяного покрова Арктического
бассейна
Изменение площади льда в СЛО в годовом цикле проявляет хорошо
выраженный сезонный ход, в котором выделяются два основных периода:
29
- период весенне-летнего таяния и сокращение площади льдов
наблюдающийся с мая по сентябрь,
- период осенне-зимнего накопления и нарастания, наблюдающийся с
октября по апрель.
Таким образом, полный и законченный цикл изменения ледяного
покрова в СЛО происходит не в календарном году (с января по декабрь) а в
гидрологическом году (с октября по сентябрь).
В весенне-летний период наблюдается интенсивное сокращение
площади ледяного покрова. Сокращение площади льдов происходит за счет
процессов теплового разрушения и таяния, а также в результате выноса льда,
главным образом через пролив Фрама. В среднем за период летнего таяния и
разрушения площадь ледяного покрова сокращается на 5800 тыс. км2.
В сентябре таяние и сокращение ледяного покрова прекращается.
Площадь остаточных льдов в сентябре в среднем составляет около 6150 тыс.
км2. Массив льдов, сохранившийся после летнего разрушения и таяния
состоит из многолетних льдов и однолетних остаточных льдов.
На рисунке 2.7 и в таблице 2.1 представлен сезонный ход изменения
площади ледяного покрова в целом по Северному Ледовитому океану.
Рисунок 2.7. Сезонное изменение площади ледяного покрова в Северном
Ледовитом океане
30
Таблица 2.1. Среднемесячные значения площади льдов в Северном Ледовитом
океане и основные статистики их изменений
Месяцы
Показатели
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
За весь ряд наблюдений с 1979-2018 гг.
Среднее
11810 11918 11971 11962 11684 10901 8961 6859 6113 7927 10093 11401
Минимум
11095 11207 11329 11365 10819 9834 7553 4754 3515 5718 8348 10303
Максимум
12579 12682 12608 12539 12407 11764 10116 8081 7682 9312 11150 12202
Амплитуда
1484 1475 1279 1175 1588 1930 2564 3327 4168 3595 2802 1899
Станд. откл.
377
361
294
294
344
524
820
963 1118 1048 627
454
За десятилетний «холодный» период 1979-1988 гг.
Среднее
12151 12253 12268 12288 12043 11457 9806 7792 7208 8889 10664 11827
За десятилетний «теплый» период 2009-2018 гг.
Среднее
11395 11520 11650 11691 11312 10210 7852 5583 4676 6538 9292 10854
Разность между значениями в «холодный» и «теплый» периоды
Средняя
разность
-756 -733 -617 -597 -730 -1247 -1954 -2208 -2532 -2351 -1372 -973
Ледообразование в СЛО начинается в конце августа в массиве
остаточных льдов к северу от широты 80°с.ш. и продолжается в течение всего
сентября в массиве и прикромочной зоне, не приводя к значительному
увеличению
площади
молодых
льдов.
С
конца
сентября
граница
ледообразования выходит на чистую воду и процесс ледообразования
начинается активно развиваться на пространства чистой воды. Площадь
дрейфующих льдов начинает интенсивно увеличивается.
Процессы нарастания площади и толщины льда продолжается с октября
по апрель. В апреле площадь ледяного покрова в СЛО достигает максимума и
составляет в среднем около 12000 тыс. км2.
В связи с происходящим потеплением климата последнее десятилетие
отмечается значительное уменьшение площади ледяного покрова. Поэтому
дополнительно, кроме средних значений за весь период 91978-2018 гг., были
31
рассчитаны средние данные за два десятилетия с 1979 по 1988 год и с 2009 по
2018 гг. Сравнение этих данных позволяет оценить тенденции в изменении
площади ледяного покрова в связи с происходящими климатическими
изменениями.
Согласно полученным данным после периода ледообразования и
нарастания льда, на момент максимального нарастания ледяного покрова в
апреле, площадь, занимаемая льдом, в первом десятилетии составляет около
87% (12288 тыс. км2), в последнем десятилетии – 83% (или 11691 тыс. км2).
После периода таяния и сокращения ледяного покрова на момент
максимального сокращения (в сентябре) площадь, занимая льдом, сократилась
во втором десятилетии относительно первого более значительно, в первом лед
занимал около 51% (7208 тыс. км2) площади, а во втором около 33% (4676 тыс.
км2). То есть сокращение площади льдов в результате летнего таяния в
последнее десятилетие (2009-2018 гг.) значительно интенсивнее и значительно
больше, на 18% (или на 2532 тыс. км2).
2.3. Межгодовая изменчивость
Площадь ледяного покрова Арктики существенно меняется в течение
года, увеличиваясь в осенне-весенний сезон и сокращаясь в летний.
Минимального значения площадь арктических морских льдов достигает, в
среднем, в сентябре, в конце периода таяния. Максимальная площадь ледяного
покрова, в среднем, наблюдается в апреле, в конце периода нарастания.
Поэтому для оценки межгодовых изменений площади ледяного покрова в
Северном
Ледовитом
океане
и
его
морях
построены
графики,
характеризующие межгодовую изменчивость наблюдаемую на период
максимального нарастания (в апреле) и в период максимального сокращения
(в сентябре).
32
Изменения площади ледяного покрова в районах Арктики представлены
графически на рис. 2.8-2.14. На графиках изображены кривые среднемесячных
значений в апреле и сентябре с 1979 по 2018 год. Видно, что практически во
всех районах проявляется устойчивая тенденция сокращения площади льда,
однако характер линейного тренда на сокращения площади льда в каждом
районе имеет свои особенности.
Рисунок 2.8. Межгодовой ход минимальной и максимальной ледовитости в
Баренцевом и Белом морях
Баренцево и Белое моря имеют особый ледовый режим, находясь под
значительным влиянием теплых атлантических вод, в зимний период моря не
покрываются сплошным ледяным покровом, а в период таяния практически
освобождаются ото льда. На рис. 2.8 представлены графики межгодового
изменения площади ледяного покрова в апреле и сентябре в Баренцевом и
Белом морях соответственно. Расчеты показывают, что протяженность
ледяного покрова в Баренцевом море сократилась на 11940 км2/год в апреле и
на 2270 км2/год в сентябре. В Белом море площадь в апреле сократилась на 680
км2/год, в сентябре площадь сокращалась на 4 км 2/год до 1985 года, затем в
сентябре не наблюдалось ни остаточных ни новообразованных льдов.
Такие моря, как Карское, Лаптевых, Восточно-Сибирское и Чукотское
имеют схожие графики изменчивости площади морского льда, которые
представлены на рисунках 2.9-2.10. В апреле моря полностью покрыты
33
льдами, в сокращении ледяного покрова наблюдаются слабые изменения. В
сентябре в морях присутствуют остаточные льды. На графиках можно
отчетливо выделить период примерно с 2006 года, после которого льдов в
акватории остается значительно меньше по сравнению с предыдущими
годами. Если сравнить осредненные значения в сентябре за два десятилетия с
1979 по 1988 и с 2009 по 2018 год, то можно отчетливее ощутить тенденцию
сокращения ледяного покрова, а именно по сравнению с первым десятилетием
площадь остаточных льдов в Чукотском море сократилась в 26 раз (с 239.5
тыс.км2 до 9.3 тыс.км2), в Карском море в 11 раз (с 242.0 тыс.км 2 до 22.6
тыс.км2), в море Лаптевых и Восточно-Сибирском примерно в 5 раз (с 339.3
тыс.км2 до 72.9 тыс.км2 и с 674.7 тыс.км2 до 150.8 тыс.км2). В апреле площадь
ледяного покрова, согласно линейному тренду, сокращается незначительно по
сравнению с сентябрем, в Карском море на 60 км 2/год, в Чукотском море на 20
км2/год, в море Лаптевых на 5 км2/год и в Восточно-Сибирском море на 1
км2/год. В сентябре площадь сокращается на 16480 км 2/год в ВосточноСибирском море, на 8110 км2/год в море Лаптевых, на 7710 км2/год в Карском
море и на 7380 км2/год в Чукотском море.
Рисунок 2.9. Межгодовой ход минимальной и максимальной ледовитости в
море Лаптевых и Карском
34
Рисунок 2.10. Межгодовой ход минимальной и максимальной ледовитости в
Восточно-Сибирском и Чукотском морях
Море Бофорта и район Канадского архипелага в апреле, после периода
нарастания, полностью покрыты льдом. В сентябре, после периода таяния, на
их акваториях остается около 40% площади занятой льдом. Изменение
площадей ледяного покрова этих районов в течение двух месяцев
представлено графически на рисунке 2.11. Как и у предыдущих морей в этих
областях также наблюдается негативные тренды. В апреле площадь
сокращается незначительно, в двух районах на 20 км2/год. В сентябре в море
Бофорта площадь сокращается на 6210 км 2/год, а в районе Канадского
архипелага на 4480 км2/год.
Рисунок 2.11. Межгодовой ход минимальной и максимальной ледовитости в
море Бофорта и акватории Канадского архипелага
35
Гренландское и Норвежское моря подвержены влиянию холодных вод
Арктики и теплых Атлантики, однако на Гренландское море большее влиянию
оказывают холодные воды, приносимые из Арктики Восточно-Гренландским
течением, а на Норвежское море большее влияние оказывают теплые воды,
приносимые из Атлантики Норвежским течением, поэтому поверхностные
воды не замерзают даже в зимний сезон и ледяной покров на акватории моря
практически не образуется. Как и у остальных районов, согласно линейному
тренду, представленного на рисунке 2.12, площадь ледяного покрова
сокращается в оба месяца. В апреле площадь ледяного покрова сокращается
на 6460 км2/год, сокращение льда в этот месяц указывает также на уменьшение
льда в Арктическом бассейне, так как основная часть льдов в Гренландском
море – это дрейфующие льды, попадающие в море через пролив Фрама; в
сентябре площадь сокращается на 3960 км 2/год. В Норвежском море основная
часть льдов располагается вблизи острова Шпицберген, в апреле их площадь
сокращается на 1040 км2/год и на 1 км2/год в сентябре.
Рисунок 2.12. Межгодовой ход минимальной и максимальной ледовитости в
Гренландском и Норвежском морях
Море Баффина и Гудзонов залив имеют схожий характер изменения
среднемесячных значений, который можно увидеть в виде графиков на
рисунке 2.13. В апреле льдом покрыто более 60% площади акваторий, а в
сентябре исследуемые районы практически полностью свободны ото льда.
Согласно линейному тренду, в апреле в заливе Гудзона площадь льда
36
сокращается на 30 км2/год, в море Баффина – на 10 км2/год, в сентябре на 870
км2/год и на 700 км2/год соответственно.
Рисунок 2.13. Межгодовой ход минимальной и максимальной ледовитости в
заливе Гудзона и море Баффина
У исследуемых районов основная часть минимальных значений
площади ледяного покрова, как в апреле, так и в сентябре приходится на
период после 2000 года, исключениями в апреле являются: ВосточноСибирское море (914.8 тыс.км2) и Гудзонов залив (835.1 тыс.км2) – 1988 год и
Карское море (781.3 тыс.км2) – 1994 год, в сентябре исключений нет. В апреле
минимальное значение площади, занятой льдом, в Арктическом бассейне
наблюдалось в 2006 году (4359.4 тыс.км2), в море Лаптевых в 2007 году (671.1
тыс.км2), в море Баффина в 2009 году (520.6 тыскм2), в районе Канадского
архипелага в 2010 году (1186.9 тыс.км2), в Норвежском море в 2014 году (0.04
тыс.км2), в Белом море в 2015 году (23.1 тыс.км2), в Северном Ледовитом
океане, в морях Бофорта и Баренцевом в 2016 году (11364.5 тыс.км2, 480.8
тыс.км2 и 368.8 тыс.км2 соответственно), в Гренландском и Чукотском морях
в 2017 году (604.2 тыс.км2 и 590.7 тыс.км2 соответственно). В сентябре
минимальная площадь льда в Гренландском море была в 2002 году (132.21
тыс.км2), в СЛО, в Арктическом бассейне, в районе Канадского архипелага, в
морях Бофорта и Восточно-Сибирском в 2012 году (3514.7 тыс.км2, 2837.9
тыс.км2, 232.1 тыс.км2, 8.6 тыс.км2 и 4.4 тыс.км2 соответственно), в море
Баффина и Лаптевых в 2014 году (22.3 тыс.км2 и 10.3 тыс.км2 соответственно),
37
в заливе Гудзона, в Карском и Баренцевом морях в 2016 году (7.6 тыс.км 2, 11.4
тыс.км2 и 1.3 тыс.км2 соответственно), в Чукотском море в 2017 году (2.2
тыс.км2).
Рисунок 2.14. Межгодовой ход минимальной и максимальной ледовитости в
Арктическом бассейне и СЛО
Арктический бассейн – самый крупный по площади район, входящий в
состав Северного Ледовитого океана, и содержит в себе основную часть
паковых льдов Арктики, поэтому в изменении площадей на рисунке 2.14 виден
общий характер изменения значений. Согласно линейному тренду на графиках
наблюдается безусловная тенденция сокращения ледяного покрова, в
результате в апреле площадь ледяного покрова в Арктическом бассейне
сокращается на 270 км2/год, в Северном Ледовитом океане – на 18890 км2/год.
В сентябре площадь сокращается более интенсивно, в Арктическом бассейне
на 26270 км2/год, в океане на 84150 км2/год.
Как и в некоторых, уже ранее описанных районах, в сентябре в
распределении значений площади Арктического бассейна и Северного
Ледовитого океана также наблюдаются заметные изменения после 2006 года.
Значения площади за исследуемый промежуток в сентябре были разделены на
два периода с 1979 года по 2005 и с 2006 по 2018 год, в результате были
построены локальные тренды, которые представлены на рисунке 2.15.
Анализируя полученные данные можно заметить, что хоть среднее значение
уменьшилось во втором периоде по сравнению с первым, но тренд изменился
38
на положительный, согласно которому площадь льдов в Арктическом
бассейне с 2006 года начала незначительно, но устойчиво увеличиваться.
Рисунок 2.15. Межгодовой ход минимальной и максимальной ледовитости в
Арктическом бассейне и СЛО с локальными трендами
2.3.1. Проверка трендов на значимость
Уравнение линейного тренда:
𝑦 = 𝑎1 𝑡 + 𝑎0 + 𝜀
Коэффициент детерминации (𝑅 2) характеризует вклад тренда; его
значимость определяется на основании проверки на значимость коэффициента
корреляции.
Оценка значимости коэффициента корреляции осуществляется на
основе его сравнения с критическим значением. Для нахождения критического
значения используется критерий Стьюдента:
𝑅кр =
𝑡кр
√𝑛 − 2 +
[6]
2
𝑡кр
Если 𝑅кр < 𝑅, то коэффициент значим.
В таблице 2.2 представлены параметры линейного тренда для апреля и
сентября, где 𝑅 2 – доля дисперсии исходного ряда, описываемая трендом, 𝑎1
– коэффициент тренда.
Для точности выводов необходимо проверить линейные тренды на
значимость. В таблице 2.2 приведены коэффициенты корреляции, которые
39
сравнивались с к их критическим значениям, если значение коэффициента
корреляции оказывалось больше критического, то тренд можно считался как
значимый. В результате проверки незначимыми в апреле оказались тренды в:
Карском, Лаптевых, Восточно-Сибирском, Чукотском, Бофорта морях и
акватории Канадского Архипелага; в сентябре незначимым оказался тренд в
Норвежском море.
Таблица 2.2. Характеристики линейного тренда
апрель
Район
Баренцево море
сентябрь
𝑎1
𝑅2
𝑅кр
-11.94 0.50
Район
𝑎1
𝑅2
Баренцево море
-2.27
0.20
Белое море
-0.68
0.19
Белое море
Карское море
-0.06
0.01
Карское море
-7.71
0.42
Море Лаптевых
-8.11
0.39
Море Лаптевых
-0.005 0.01
Восточно-Сибирское море
0.001
0.04
Чукотское море
-0.02
0.07
Море Бофорта
-0.02
0.06
Канадский Архипелаг
-0.02
0.08
Гренландское море
-6.46
Норвежское море
-0.004 0.24
Восточно-Сибирское море -16.48 0.55
Чукотское море
-7.38
0.58
Море Бофорта
-6.21
0.41
Канадский Архипелаг
-4.48
0.22
0.52
Гренландское море
-3.96
0.22
-1.04
0.72
Норвежское море
Гудзонов залив
-0.03
0.12
Гудзонов залив
-0.87
0.87
Море Баффина
-0.02
0.17
Море Баффина
-0.70
0.11
Арктический бассейн
-0.27
0.12
Арктический бассейн
-26.27 0.62
СЛО
-84.15 0.78
СЛО
-18.89 0.57
𝑅кр
0.32
0.32
-0.001 0.04
40
Глава 3. Изменчивость положения границы остаточных и старых льдов
в СЛО текущем климатическом периоде
3.1. Изменчивость положения границы старых льдов в период
максимального нарастания ледяного покрова (май)
Любые климатические изменения находят свое отражение не только в
количественных показателях состояния ледяного покрова, например в
изменении площади льдов, как показано в главе 2, но и в положении основных
границ льдов.
Наиболее
показательными
для
характеристики
климатических
изменений в распределении ледяного покрова в СЛО являются такие
характеристики
как
положение
границы
старых
льдов
на
период
максимального развития ледяного покрова в мае или границы остаточных
льдов в период максимального сокращения ледяного покрова в сентябре. Эти
показатели наиболее надежно определяются по спутниковым снимкам. Кроме
того, эти показатели фиксировались в годы визуального наблюдений за
ледовой обстановкой (до 1990-х годов прошлого века). Это дает возможность
сравнить эти показатели для оценки величины изменений.
Границы положения основных ледовых массивов (старых и остаточных
льдов) хорошо идентифицируются на картах распределения ледяного покрова,
построенных по данным ИСЗ. Пример таких карт приведен на рисунке 3.1. На
рисунке 3.1 приведено фактическое распределение ледяного покрова в период
его максимального развития в мае и минимального развития в сентябре 2018
г. на которых четко идентифицируются старые льды (рис. 3.1 а) и остаточные
льды (рис. 3.1 б). Архив карт находится в свободном доступе на сайте ААНИИ
по ссылке [12].
41
Рис. 3.1. Распределение ледяного покрова в Северном Ледовитом
океане и его морях в период максимального развития в мае с выделенной
границей старых льдов (а) и минимального развития в сентябре с
выделенной границей остаточных льдов (б) в 2018 г
Для оценки смещения границ ледяного покрова в зимний период года и
остаточных льдов в летний и осенний период года были определены
положения широты этих льдов по основным меридианам с шагом в 10
градусов.
Кроме основных статистик были рассчитаны показатели изменчивости
положения границы амплитуда (А) и среднее квадратическое отклонение,
которые
дают
возможность
оценить
разброс
положения
границы.
Наблюдается устойчивое и значительное изменение положение границы
старых льдов с запада на восток. Если на западе, в районе меридианов 0-60
°в.д., изменчивость положения границы составляет по амплитуде 4-8 градусов
(440-880 км), а среднеквадратическое отклонение составляет 1-2 градуса (110220 км), то на востоке изменчивость положения границы старых льдов
претерпевает существенно большие колебания. Так в районе меридианов 160
°в.д.-160 °з.д. изменчивость положения границы составляет по амплитуде 1718 градусов (1800-2000 км), а среднеквадратическое отклонение составляет 45 градуса (440-550 км).
42
Таблица 3.1. Основные статистики и показатели изменчивости старых льдов
на период максимального нарастания льда (май) на выбранных меридианах за
ряд наблюдений с 1999-2018 гг
Меридиан
Период
1999-2018 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200 210
средн 80.6 81.6 82.7 83.4 83.9 84.3 84.7 85.0 84.7 85.0 84.5 84.9 85.5 85.3 85.0 84.1 80.5 79.9 78.6 77.8 76.7 75.0
min
79.0 80.0 80.5 80.5 80.0 82.0 82.0 81.5 77.0 81.9 81.0 77.5 79.5 78.5 77.5 76.5 72.0 71.0 73.0 71.5 71.0 71.0
max
82.9 86.9 89.1 89.2 89.2 89.1 90.0 90.0 90.0 90.0 90.0 90.0 90.0 90.0 90.0 90.0 90.0 87.4 87.8 88.0 88.2 88.1
A
3.9 6.9 8.6 8.7 9.2 7.1 8.0 8.5 13.0 8.1 9.0 12.5 10.5 11.5 12.5 13.5 18.0 16.4 14.8 16.5 17.2 17.1
σ
0.95 1.83 2.08 2.18 2.14 1.89 2.27 2.31 3.21 2.57 3.01 3.69 3.24 3.58 4.03 4.63 5.67 5.50 4.29 4.30 4.28 4.35
Расчет основных статистических характеристик рядов наблюдений
позволяет также сравнить положение границы текущего климатического
периода (с 1999-2018 г.) с положением границы старых льдов до 2000 гг.
прошлого столетия.
Положение границы старых льдов за период с 1954-1991 гг.
[долгосрочные прогнозы] и последующего периода с 1999-2018 гг. приведены
на рисунке 3.2.
Рисунок 3.2. Положение кромки старых льдов в мае для двух климатических
периодов с 1954 по 1991 год и с 1999 по 2018 год
43
Приведенное
сравнительное
положение
границы
старых
льдов
показывает, что за последний климатический период наблюдается смещение
старых льдов к северу. Это смещение менее выражено в западном районе
Арктики (составляет 0-1.5 градуса, соответственно от 0 до 170 км) и более и
значимо выражено в восточном районе Арктики (составляет 2.5-4.0 градусов,
соответственно от 270 до 440 км).
Полученные результаты убедительно показывают, что в результате
наблюдающихся климатических изменений в последний климатический
период с 1999 по 2018 гг. в Северном Ледовитом океане наблюдается
сокращение старых льдов и смещение южной границы их распространения к
северу. В восточном районе Арктики это смещение носит более глубокий
характер (рис. 3.2). Смещение границы старых льдов на север говорит об
общем сокращении количества старых льдов в СЛО. Эти льды заместились
однолетними, что подтверждает мнение о том, что толщина льдов в СЛО
становится меньше.
Рисунок 3.3. Положение кромки старых льдов в мае для четырех
пятилетних периодов за 1999 по 2018 год
44
Для более детального анализа изменения положение границы старых
льдов за период с 1999 по 2018 год в мае, исследуемый период был разбит на
четыре промежутка по 5 лет. Такая детализация позволила установить, как
изменялось положение границы старых льдов более детально. На рисунке 3.3
приведено изменение положения южной границы старых льдов в период
максимального нарастания ледяного покрова последовательно за пятилетия с
1999 по 2018 гг.
Приведенные на рис. 3.3 изменения положения границы старых льдов
позволяют установить, что в первый пятилетний период (с 1999-2003 гг.)
смещение границы к северу было незначительным. Однако в последующие
периоды смещение границы старых льдов стало более существенным. Граница
последовательно в период с 2004-2008 гг. смещалась на север и в период с
2009-2013 гг. смещение было наиболее значительным. Но в последний
выделенный интервал лет 2014-2018 гг. наблюдалось даже некоторое
опускание границы старых льдов в южном направлении.
Однако общая тенденция к смещению их южной границы к северу и
сокращению старых льдов и сохранялась. Причем в периоды с 2004 по 2018
гг. тенденция сокращения старых льдов и изменения положения его южной
границы
усилилась,
что
подтверждает
выводы,
полученные
рядом
исследователей об ускорении процессов потепления и их последствиями в
последние 15-20 лет [Алексеев и др. 2015, Алексеев др. 2009].
3.2. Изменчивость положения границы остаточных льдов в период
максимального таяния ледяного покрова (сентябрь)
Аналогично были рассчитаны основные статистики и показатели
изменчивости положения границы амплитуда (А) и среднее квадратическое
отклонение.
45
Наблюдается устойчивое и значительное изменение положение южной
границы старых льдов. На западе, в районе меридианов 0-20 °в.д.,
изменчивость положения границы составляет по амплитуде 0.6-0.7 градусов
(211-334 км), а среднеквадратическое отклонение составляет 1-2 градуса (6778 км), то на востоке изменчивость положения границы старых льдов
претерпевает существенно большие колебания. Так в районе меридианов 160
°в.д.-180 °в.д. изменчивость положения границы составляет по амплитуде 1516 градусов (1668-1779 км), а среднеквадратическое отклонение составляет 4
градуса (445).
Таблица 3.1. Основные статистики и показатели изменчивости остаточных
льдов на период максимального таяния льда (сентябрь) на выбранных
меридианах за ряд наблюдений с 1999-2018 гг
Меридиан
Период
1999-2018 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200 210
средн 79.2 81.1 81.6 81.4 81.3 81.5 81.1 81.6 80.9 80.3 79.2 79.3 79.1 79.6 80.1 78.2 75.5 73.9 75.0 75.7 75.8 75.9
min
78.0 80.4 80.1 78.1 77.6 78.5 78.0 78.3 76.2 76.0 76.0 76.5 74.0 75.8 74.8 74.5 70.8 70.2 69.0 72.0 71.0 72.3
max
80.2 82.3 83.1 84.4 84.4 84.5 85.0 85.6 84.7 83.6 83.8 82.1 83.0 84.0 85.1 84.6 85.6 84.9 85.0 83.0 80.0 79.3
A
2.2 1.9 3.0 6.3 6.8 6.0 7.0 7.3 8.5 7.6 7.8 5.6 9.0 8.2 10.3 10.1 14.8 14.7 16.0 11.0 9.0 7.0
σ
0.6 0.6 0.7 1.7 1.9 1.5 1.9 1.8 2.4 2.5 2.4 1.8 2.4 2.3 2.7 2.4 3.6 3.9 3.6 2.7 2.7 2.3
Расчет основных статистических характеристик рядов наблюдений
позволяет также сравнить положение границы текущего климатического
периода (с 1999-2018 г.) с положением границы остаточных льдов до 2000 гг.
прошлого столетия.
Положение границы остаточных льдов за период с 1973-1998 гг.
[долгосрочные прогнозы] и последующего периода с 1999-2018 гг. приведены
на рисунке 3.4.
Приведенное
сравнительное
положение
границы
старых
льдов
показывает, что за последний климатический период наблюдается смещение
остаточных льдов к северу. Это смещение менее выражено на меридианах 0°
в.д. и 100° в.д., среднее смещение по всей области составляет 170 км.
46
Полученные результаты убедительно показывают, что в результате
наблюдающихся климатических изменений в последний климатический
период с 1999 по 2018 гг. в Северном Ледовитом океане наблюдается
сокращение
остаточных
льдов
и
смещение
южной
границы
их
распространения к северу.
Рисунок 3.4. Положение кромки остаточных льдов в сентябре за два
климатических периода с 1973 по 1998 год и с 1999 по 2018 год
Для более детального анализа изменения положение границы старых
льдов за период с 1999 по 2018 год в сентябре, исследуемый период был разбит
на четыре промежутка по 5 лет. Такая детализация позволила установить, как
изменялось положение границы старых льдов более подробно. На рисунке 3.5
приведено изменение положения южной границы старых льдов в период
максимального нарастания ледяного покрова последовательно за пятилетия с
1999 по 2018 гг.
Приведенные на рис. 3.3 изменения положения границы остаточных
льдов позволяют установить, что с первого (1999-2003 гг) по второй (20042008 гг) периоды граница сместилась к северу в среднем на 205 км, со второго
по третий (2009-2013гг) периоды граница сместилась к северу в среднем на 65
47
км, при этом наблюдается некоторое опускание к югу, с третьего по четвертый
(2014-2018 гг) периоды граница сместилась на 43 км в южную сторону.
Рисунок 3.2. Положение кромки остаточных льдов в сентябре за четыре
периода с 1999 по 2018 год
3.3. Изменчивость площади старых и однолетних льдов
Полученные данные о распределении старых льдов в СЛО позволяют
оценить изменения площади ледяного покрова в мае. Для проведения такой
оценки были использованы те же карты ледовой обстановки, представленные
в открытом доступе на сайте ААНИИ.
Необходимо отметить, что если есть надежные данные по общей
площади распространения льдов по акватории СЛО, то практически нет
оценок площади льдов разного возрастного состава. Это связано с
определенными трудностями определения толщины льдов по данным
спутниковых снимков. Но поскольку старые льды и многолетние льды
определяются достаточно точно, то появляется возможность оценить их
количество по используемым картам.
48
Рисунок 3.6. Область расчета площади старых и однолетних льдов
Рисунок 3.7. Пространственное разрешение для карт с 1999 по 2007
год и с 2008 по 2018 год
Анализ изображений и расчет площадей производился следующим
образом. На изображениях были подсчитаны пиксели, которые занимает
определенный цвет, соответствующий возрастной градации льда. Это
количество было помножено на пространственное разрешение, которое
49
зависит от широты области. Так как карты с 2008 года изменили стиль,
расцветку
и
свое
разрешение,
то
были
рассчитаны
значения
пространственного разрешения для двух типов карт с 1999 по 2007 год и с 2008
по 2018 год (рис. 3.7). На картах с 1999 по 2007 год в некоторых областях
отсутствуют данные, поэтому значения площади рассчитывались только в
некоторой области, представленной на рисунке 3.6.
Результаты расчета представлены на рисунке 3.8.
Рисунок 3.8. Изменение соотношения площади однолетних и старых
льдов в части СЛО за пятилетние временные интервалы за период 19992018 гг
За исследуемый 20-летний период произошло существенное изменение
количества старых и однолетних льдов. Если в начале периода количество
старых и однолетних льдов было приблизительно одинаковым, то в связи со
смещением южной границы старых льдов в выделенной области расчета
(показанной в разделе 3.1) наблюдается значительное сокращение старых
льдов и увеличение количества однолетних льдов. Причем в выполненных
расчетах также хорошо прослеживается ускорение сокращения старых льдов
и увеличение количества однолетних льдов, что косвенно свидетельствует об
общей тенденции к уменьшению толщины льда в Северном Ледовитом океане,
связанном с климатическими изменениями.
50
Так если в первом пятилетии (1999-2003 гг.) количество старых и
однолетних льдов приблизительно одинаково, то в следующем пятилетии
(2004-2008 гг.) однолетних льдов уже вдвое больше, а в следующем пятилетии
(2009-2013 гг.) однолетних льдов уде втрое больше старых. В последнем
пятилетии соотношение между количеством старых и однолетних льдов
стабилизируется (рис. 3.8). Сделанные расчеты позволяют сделать вывод о
замещении старых льдов однолетними.
Это делает интересным дальнейшие исследования по изменению
границы старых и остаточных льдов, и их количества в Северном Ледовитом
океане,
как
надежных
индикаторов
происходящих
климатических
изменениях.
51
Заключение
В ходе работы была выполнена основная цель: исследованы площадь
ледяного покрова и наблюдаемые тенденции в их изменении, изменчивость
положения границ старых льдов в зимний период, остаточных льдов в осеннелетний период и в Северном Ледовитом океане.
На основе результатов проделанной работы можно сделать следующие
выводы:
1. По изменению площади ледяного покрова Арктики в целом и по
районам получено и проанализировано значительное количество данных,
однако с каждым годом информация обновляется, поэтому исследование этих
данных не теряет своей актуальности;
2. При анализе сезонной изменчивости площади ледяного покрова были
описаны особенности каждого региона, а также выделены основные периоды:
весенне-летнего таяния и сокращения площади льдов (с мая по сентябрь) и
осенне-зимнего накопления и нарастания (с октября по апрель). Согласно
полученным данным на момент максимального нарастания ледяного покрова
в апреле, площадь, занимаемая льдом, в первом десятилетии (1979-1988)
составила около 87% (12288 тыс. км2), в последнем десятилетии (2009-2018) –
83% (или 11691 тыс. км2). На момент максимального сокращения (в сентябре)
площадь, занимая льдом, сократилась во втором десятилетии относительно
первого более значительно, в первом лед занимал около 51% (7208 тыс. км 2)
площади, а во втором около 33% (4676 тыс. км2). То есть сокращение площади
льдов в результате летнего таяния в последнее десятилетие (2009-2018 гг.)
значительно интенсивнее и значительно больше, на 18% (или на 2532 тыс.
км2);
3. При анализе межгодовой изменчивости площади ледяного покрова
обнаружено, что в Арктическом бассейне, а следовательно, и в СЛО в целом,
согласно линейным трендам, с 2006 года в сентябрьском распределении
52
наблюдается незначительное, но устойчивое увеличение значений, в СЛО на
6030 км2/год, в Арктическом бассейне на 12190 км2/год;
4. Для оценки смещения границ ледяного покрова в зимний период года
и остаточных льдов в летний и осенний период года были определены
положения широты этих льдов по основным меридианам с шагом в 10
градусов. Выявлено, что кромка, как остаточных, так и старых в последние
двадцать лет по сравнению с “историческими” данными (с 1954 по 1991 год
для старых и с 1973 по 1998 год для остаточных) сместилась в северном
направлении в среднем на 460 км и 501 км у старых и остаточных льдов
соответственно. Это смещение менее выражено в западном районе Арктики и
более значимо выражено в восточном районе Арктики. Смещение границы
старых льдов на север говорит об общем сокращении количества старых льдов
в СЛО. Эти льды заместились однолетними, что подтверждает мнение о том,
что толщина льдов в СЛО становится меньше.
5. Для более детального анализа кромки льда промежуток с 1999 по 2018
год был разбит на четыре периода по 5 лет. В первый пятилетний период (с
1999-2003 гг.) смещение границы к северу было незначительным. Однако в
последующие периоды смещение границы старых и остаточных льдов стало
более существенным. Граница последовательно в период с 2004-2008 гг.
смещалась на север и в период с 2009-2013 гг. смещение было наиболее
значительным. Но в последний выделенный интервал лет 2014-2018 гг.
наблюдалось даже некоторое опускание границы старых льдов в южном
направлении. Однако общая тенденция к смещению их южной границы к
северу и сокращению старых льдов и сохранялась. Причем в периоды с 2004
по 2018 гг. тенденция сокращения старых льдов и изменения положения его
южной границы усилилась, что подтверждает выводы, полученные рядом
исследователей об ускорении процессов потепления и их последствиями в
последние 15-20 лет [Алексеев и др. 2015, Алексеев др. 2009].
53
6. За исследуемый 20-летний период произошло существенное
изменение количества старых и однолетних льдов. Если в начале периода
количество старых и однолетних льдов было приблизительно одинаковым, то
в связи со смещением южной границы старых льдов в выделенной области
расчета наблюдается значительное сокращение старых льдов и увеличение
количества однолетних льдов. Причем в выполненных расчетах также хорошо
прослеживается ускорение сокращения старых льдов и увеличение количества
однолетних льдов, что косвенно свидетельствует об общей тенденции к
уменьшению толщины льда в Северном Ледовитом океане, связанном с
климатическими изменениями. Так если в первом пятилетии (1999-2003 гг.)
количество старых и однолетних льдов приблизительно одинаково, то в
следующем пятилетии (2004-2008 гг.) однолетних льдов уже вдвое больше, а
в следующем пятилетии (2009-2013 гг.) однолетних льдов уде втрое больше
старых. В последнем пятилетии соотношение между количеством старых и
однолетних льдов стабилизируется.
Полученные результаты делают интересным дальнейшие исследования
по изменению границы старых и остаточных льдов, и их количества в
Северном Ледовитом океане, как надежных индикаторов происходящих
климатических изменениях. Данные, полученные в результате выполнения
исследования, могут быть использованы в дальнейшем исследовании – оценке
объемов и баланса льдов в Северном Ледовитом океане.
54
Список литературы
1. Шаронов А.Ю. География водных путей: учебник / А.Ю.Шаронов. –
СПб.: Изд-во ГУМРФ им. адм. С.О. Макарова, 2018. – 392 с.
2. Какой климат в Арктике [электронный ресурс] – электронные текстовые
данные – режим доступа: URL https://будущее-арктики.рф/klimat-arktiki/
3. Физическая география материков и океанов: учебник / Ю.Г. Ермаков,
Г.М. Игнатьев, Л.И. Куракова и др.; Под общей ред. А.М. Рябчикова. –
М.: Высш. шк., 1988. – 592 с.
4. Северный Ледовитый океан [электронный ресурс] – электронные
текстовые
данные
–
режим
доступа:
URL
https://ru.wikipedia.org/wiki/Северный_Ледовитый_океан#cite_noteRegional_Oceanography-13
5. Наблюдения за ледовой обстановкой: Учебное пособие. – СПб.: ГУ
«ААНИИ», 2009. – 360с.;
6. Малинин
Н.В.
Статистические
методы
анализа
гидрометеорологической информации. Учебник. – СПб.: изд.РГГМУ,
2008. – 408 с.
7. Атлас океанов. Северный Ледовитый океан. 1980. Изд. МО СССР ВМФ.
184 с. (это вствавь в первую главу)
8. Гудкович З.М., Кириллов А.А., Ковалев Е.Г., Сметанников А.В.,
Спичкин
В.А.
Основы
методов
долгосрочных
прогнозов
для
арктических морей. Л.: Гидрометеоиздат, 1972,с. 348
9. Сервер Мирового центра данных по морскому льду (МЦД МЛ) ААНИИ
[электронный ресурс] – электронные текстовые данные - режим доступа:
URL http://wdc.aari.ru/datasets/ssmi/data/north/extent/;
10. Алексеев Г.В., Александров Е.И., ГлокН.И., ИвановН.Е., Харланенкова
Н.Е., Юлин А.В. Эволюция площади морского ледяного покрова
Арктики в условиях современных изменений климата, Журнал РАН
"Исследование Земли из космоса", № 2, 2015;
55
11. Алексеев Г.В., Данилов А.И., Катцов С.И., Кузьмина С.И., Иванов Н.Е.
Изменение площади морских льдов северного полушария в XX и XXI
веках по данным наблюдений и моделирования, Известия РАН, Физика
Атмосферы и океана, том 45, № 6 2009, с. 723-735;
12. ЕСИМО: Обзорные карты состояния ледяного покрова Северного
Ледовитого Океана ААНИИ [электронный ресурс] – электронные
графические
данные
–
режим
доступа:
URL
http://www.aari.ru/projects/ECIMO/index.php.
56
Отзывы:
Авторизуйтесь, чтобы оставить отзыв