В работе проанализированы особенности структуры полей скорости результирующего дрейфа льда в Арктическом бассейне за месячные интервалы в период МПГ. Определена изменчивость положения стрежня трансарктического потока льдов и скорости дрейфа вдоль стрежня. Установлены положение и размеры антициклонического круговорота в поле дрейфа льда. Отмечены основные черты ледообмена арктических морей с Арктическим бассейном. Интенсивность движения льда в Арктическом бассейне в период МПГ сравнивается с интенсивностью дрейфа, осредненного за 1950–1970 гг.
В соответствии с международной программой «Арктические буи» в течение уже 30 лет на льдах Арктического бассейна устанавливаются автоматические буи с помощью ледоколов и экспедиционных судов или путем сброса с самолета на парашюте. Полученная обширная информация о дрейфе буев послужила основой для исследования многих вопросов динамики ледяного покрова Арктического бассейна (Gorbunov Yu.A. at al). В частности, изучены особенности структуры поля дрейфа льда в бассейне (Горбунов Ю.А. и др., 1982; Горбунов Ю.А. и др., 1985), развита технология воспроизведения полей скорости дрейфа по данным буев (Лосев С.М. и др., 2002), исследовались макродеформации ледяного покрова (Лосев С.М. и др., 2005), выделены совокупности полей дрейфа льда, соответствующих типовым барическим ситуациям (Горбунов Ю.А. и др., 2008). Данные о дрейфе автоматических буев используются также при расчете месячных полей скорости результирующего дрейфа льда для составляемых с 2007 г. ежегодных Обзоров гидрометеорологических процессов в Северном Ледовитом океане (Обзор, 2007–2009).
В настоящей работе в качестве исходной информации для исследования особенностей движения льда в Арктическом бассейне в период МПГ кроме данных о дрейфе буев использовались сведения Европейского центра среднесрочных прогнозов погоды о распределении атмосферного давления. Технология обработки этой информации и получение полей скорости дрейфа льда за месячные интервалы времени в узлах сетки 200×200 км изложена в (Лосев и др., 2002). Средние месячные поля скорости дрейфа льда были получены за период с октября 2006 по декабрь 2009 г. Пример поля скорости дрейфа льда в Арктическом бассейне и поля приземного атмосферного давления, при котором сформировалось поле дрейфа, приведен на рис. 1.
Рис. 1. Поле приземного атмосферного давления (а) и поле скорости дрейфа льда (б) в мае 2007 г. 1 – направление (стрелка) и скорость (1.1 км/сут) дрейфа автоматического буя; 2 – те же характеристики дрейфа льда, рассчитанные в узле сетки
В результате анализа этих карт выявлен ряд особенностей дрейфа льда в Арктическом бассейне. Характерной чертой поля дрейфа льда в исследуемый период является относительно малая повторяемость трансарктического потока льдов, который проявляется в основном при наличии в амеразийском суббассейне антициклонического круговорота льдов. Этот поток отмечался только в 38 % случаев, причем в 2008 году лишь в апреле – июне. Наиболее часто (7 месяцев) трансарктический поток наблюдался в 2007 г. В большинстве случаев он формировался в весенне-летний период. Положение его стрежня оценивалось на 12 створах, использованных ранее (Лосев и др., 1986).
На рис. 2 представлены среднее (пунктиром) и экстремальные положения стрежня по всем данным. Необычно редкое его развитие в осенне-зимний период (4 случая) не позволило оценить сезонные изменения положения стрежня потока.
Рис. 2. Изменчивость положения стрежня трансарктического потока льдов в период МПГ
Наиболее значительные изменения положения стрежня (920–1170 км) зафиксированы к северу от морей Лаптевых и Восточно-Сибирского на участке между створами 7 и 9. К северу от островов Канадского Арктического архипелага на участке между створами 1–4 в отличие от 1979 г. (Лосев и др., 1986) изменения положения стрежня составили в среднем 300 км.
Среднее положение стрежня потока в 2007–2009 гг. несущественно отличается от его среднего многолетнего положения по данным за 1950–1970 гг. (Гудкович, Доронин, 2001). Лишь в районе к северу от Аляски различие составляет около 100 км, причем по многолетним данным стрежень расположен южнее. При осреднении данных по каждому створу за весь исследуемый период вдоль стрежня выделяется участок с пониженной скоростью дрейфа (1,7–4,7 км/сут, створы 1–3) и протяженный участок со значительно более высокой скоростью дрейфа (6,2–8,6 км/сут, створы 4–12).
Внутригодовой ход скорости дрейфа льда, осредненной по всему стрежню, свидетельствует о постепенном ее увеличении от февраля к октябрю почти вдвое. В ноябре, декабре и январе формирование трансарктического потока не отмечено (табл.1).
Таблица 1. Сезонные изменения скорости дрейфа льда в стрежне трансарктического потока
Наибольшие межгодовые изменения скорости дрейфа льда на стрежне наблюдались чаще всего в мае и июне.
Так, на створе 4 различие значений скорости составило 10,2 км/сут, а на створах 5 и 12 – 7,3 км/сут.
Антициклонический круговорот, также являющийся важным элементом структуры поля скорости дрейфа льда в Арктическом бассейне, формируется под воздействием ветровых потоков, обусловленных антициклоном в поле атмосферного давления или гребнем, ориентированным с Канадского Арктического архипелага на море Бофорта. В последнем случае на образование круговорота существенно сказывается влияние берегов. Круговороты, как и трансарктический поток, наблюдались в основном в весенне-летний период.
Средние координаты центра круговорота, обусловленного влиянием антициклона, равны 77°50΄с.ш. 145°з.д., что на 400 км юго-западнее положения центра круговорота по средним многолетним данным (Гудкович, Доронин, 2001). Поперечник круговорота составляет в среднем 1190 км. Меньшие по размеру (в среднем 880 км) антициклонические круговороты, образовавшиеся под совокупным влиянием гребня и береговой черты, имеют несколько больший ареал распространения и отмечались в районе моря Бофорта и к северу от него.
В анализируемый период в полях среднемесячного дрейфа льда зафиксировано четыре случая с циклоническими круговоротами. Образование последних было вызвано выходом в Арктический бассейн циклонов (июнь и октябрь 2008 г., август и ноябрь 2009 г.). Центры круговоротов располагались преимущественно к северу от морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. Размеры этих структурных образований в поперечнике составляли около 1000 км.
На основе среднемесячных карт дрейфа льда были исследованы особенности ледообмена арктических морей с Арктическим бассейном. В табл. 2 приведены повторяемость приноса и выноса льда, а также средние скорости дрейфа льда в стрежне приносного и выносного потоков.
Таблица 2. Характеристики ледообмена арктических морей с Арктическим бассейном в период с октября 2006 по декабрь 2009 г.
Примечание: в числителе – повторяемость, %; в знаменателе – средняя скорость дрейфа льда в стрежне выносного или приносного потока, км/сут.
Повторяемость случаев отсутствия ледообмена, в том числе из-за полного очищения района ото льда, в таблице не указана.
Из табл. 2 видно, что в Чукотском море в осенне-зимний период имело место некоторое преобладание приноса льда над выносом (33 и 14 %, соответственно). В других российских арктических морях вынос льда преобладал над его поступлением в море. Наибольшая повторяемость выноса (76 %) отмечалась в морях Лаптевых и Карском. Повторяемость приноса составила всего 10–19 %. Средняя скорость дрейфа льда в стрежне выносного или приносного потоков льда равнялась в основном 4–5 км/сут. Довольно значительная средняя скорость поступления льда (8,5 км/сут) в Чукотское море обусловлена очень высокой интенсивностью дрейфа льда (20 км/сут) на северо-востоке моря в ноябре 2008 г.
В весенне-летний период в морях Чукотском, Лаптевых и особенно в Восточно-Сибирском повторяемость выноса существенно превышала повторяемость приноса. Средняя скорость дрейфа на стрежне выносного потока льда в Чукотском и Восточно-Сибирском морях была высокой, 4,7 и 5,9 км/сут соответственно. В Карском и Баренцевом морях, наоборот, повторяемость приноса и средняя скорость дрейфа льда в приносном потоке значительно превышали соответствующие характеристики выноса льда из морей.
В проливе Фрама в течение всего анализируемого периода происходил устойчивый вынос льда из Арктического бассейна в Гренландское море со средней скоростью дрейфа льда в стрежне выносного потока 9,7 км/сут. Максимальная скорость дрейфа льда (32,0 км/сут) наблюдалась в октябре 2009 г., минимальная (1,8 км/сут) – в августе 2008 г. Наибольшая повторяемость скорости дрейфа (53,8 %) отмечена в градации 5,0–10,0 км/сут (рис. 3).
Рис. 3. Повторяемость скорости дрейфа льда в стрежне выносного потока в проливе Фрама
На основе полей средних месячных скоростей дрейфа льда были рассчитаны электронные карты результирующего перемещения льда в узлах сетки 200×200 км за полугодовые периоды (октябрь – март, апрель – сентябрь) за каждый год с октября 2006 г. по сентябрь 2009 года. Всего получено 6 карт. Пример такой карты приведен на рис. 4. Цифры у концов векторов означают величину результирующего дрейфа льда в километрах.
Рис. 4. Результирующий дрейф льда за октябрь 2008 – март 2009 г.
Данные за полугодовые осенне-зимний и весенне-летний интервалы, осредненные за период МПГ, были использованы для оценки различий движения льдов в Арктическом бассейне по сравнению со средним многолетним дрейфом льда в октябре – марте и апреле – сентябре за 1950–1970-е годы (Гудкович, Доронин, 2001).
Результирующее перемещение льда за осенне-зимний период 2006–2009 гг. (рис. 5) несколько отличается от среднего многолетнего поля дрейфа (Гудкович, Доронин, 2001).
Рис. 5. Результирующий дрейф льда за октябрь – март 2006–2009 гг. и изолинии отношения Vмпг/Vкл
Во время проведения МПГ поток льдов от Новосибирских островов и моря Лаптевых был направлен не к проливу Фрама, что соответствует климатическим данным, а к Канадскому Арктическому архипелагу, и лишь при достижении приполюсного района начинал разворачиваться в сторону пролива Фрама. Характерная для зимнего периода антициклоническая циркуляция льдов сместилась к юго-востоку на 460 км. Ее центр располагался в точке 77°50’ с.ш., 145° з.д. Поток льдов на запад вдоль северного побережья Аляски был в 1,5–2 раза интенсивнее, чем по норме (см. рис. 5). Изменение положения антициклонической циркуляции сказалось на структуре поля результирующего дрейфа и в обширной области, расположенной около климатического центра антициклонической циркуляции (Гудкович, Доронин, 2001). В период МПГ здесь наблюдался перенос льдов к о. Элсмир. Скорость результирующего дрейфа льда в этом районе превышала норму в 2–3 раза и более. В качестве показателя аномалии дрейфа принято отношение Vмпг/Vкл, в котором Vмпг и Vкл соответственно средние значения векторов дрейфа льда в период МПГ и векторов климатического дрейфа. В районе центра циркуляции 2006–2009 г.г. (см. рис. 5) скорости движения льда были меньше, чем по средним многолетним данным. Здесь отношение Vмпг/Vкл составляло в среднем 0,8. На подходах к проливу Фрама интенсивность выносного потока также была ослаблена. Отношение Vмпг/Vкл здесь равно 0,64. В целом по Арктическому бассейну интенсивность перемещения льда зимой в период МПГ была в 1,38 раза выше, чем по многолетним данным. Зимой 2007–2008 гг. это соотношение достигало 1,74.
Дрейф льда значительно отличался от среднего многолетнего дрейфа и в весенне-летний период 2007–2009 гг. (рис. 6).
Рис. 6. Результирующий дрейф льда за апрель – сентябрь 2007–2009 гг. и изолинии отношения Vмпг/Vкл
Как видно из рис. 6, в период МПГ происходил интенсивный перенос льдов от северного побережья Аляски, Чукотского и Восточно-Сибирского морей к проливу Фрама. Наибольшие величины осредненного перемещения льда (более 700 км за шесть месяцев) отмечались в приатлантической части Арктического бассейна и в районе к северу от Аляски. Ширина выносного потока льдов со значением величины перемещения льда более 600 км составляла 400–570 км. Поперек выносного потока его интенсивность уменьшалась от стрежня к морям Карскому, Лаптевых и Восточно-Сибирскому до 280 км. В крайней северо-западной части моря Лаптевых преобладал нажимной дрейф льдов западной четверти.
Величина результирующего перемещения льда в весенне-летний период 2007–2009 гг. почти по всему Арктическому бассейну значительно превышала средние многолетние значения. Лишь с приближением к северным границам морей сибирского шельфа и к Канадскому Арктическому архипелагу она становилась близкой к норме. В центральной части Амеразийского суббассейна интенсивность выноса льда в направлении пролива Фрама в 2–3 раза и более превышала норму.
Анализ данных о дрейфе льда в весенне-летний период показал, что вынос льда из Арктического бассейна к проливу Фрама происходил ежегодно, но его интенсивность менялась. Наибольшая величина перемещения льда отмечена в центральной части бассейна в 2007 году (973 км за шесть месяцев или 162 км в месяц). Роль дрейфа льда в очищении ото льда арктических морей и части акватории Арктического бассейна была весьма существенна. Так, с июля по сентябрь 2007 г. доля очищения акватории за счет дрейфа составила 28 % (Горбунов Ю.А. и др.).
Выполненное исследование дрейфа льда в Арктическом бассейне в период МПГ 2007/2008 гг. свидетельствует о существенном изменении интенсивности движения льда в сравнении с периодом 1950–1970-х годов. Для уточнения результатов необходимо более детальное изучение этих процессов за более продолжительный период времени, охватывающий весь период современного потепления климата.
1. В апреле-сентябре 2007–2009 гг. отмечены высокая повторяемость и высокая скорость выноса льда из Чукотского, Лаптевых и, особенно, Восточно-Сибирского морей. Это способствовало их раннему очищению от льда.
2. В течение всего периода МПГ происходил вынос льда в Гренландское море через пролив Фрама со средней скоростью 9,7 км/сут.
3. Среднее положение стрежня трансарктического потока льдов было близко к среднему многолетнему по данным (Гудкович З.М., Доронин Ю.П., 2001).
4. Переносы льдов в Арктическом бассейне в сторону пролива Фрама в апреле-сентябре 2007–2009 гг. происходил ежегодно с повышенной интенсивностью. Наибольшая величина перемещения льдов отмечена в 2007 г. в центральной части бассейна (973 км за 6 месяцев). Такой характер дрейфа в значительной мере способствовал аномальному очищению ото льдов Амеразийского суббассейна.
Горбунов Ю.А., Лосев С.М., Дымент Л.Н. Поля дрейфа льда в Арктическом бассейне при типовых барических ситуациях. Справочное пособие//СПб: ААНИИ, 2008, 35 с. + DVD.
Горбунов Ю.А., Лосев С.М., Кулаков И.Ю. Особенности структуры поля дрейфа льда в Арктическом бассейне //Материалы гляциологических исследований, 1982, Вып. 45, С. 51–56.
Горбунов Ю.А., Лосев С.М., Кулаков И.Ю. Крупномасштабные вихревые движения в ледяном покрове Арктического бассейна //Труды ААНИИ, 1985, т. 400, С. 7–32.
Горбунов Ю.А., Лосев С.М., Соколов В.Т. Необычайная аномалия ледовых условий в восточных морях российской Арктики и Арктическом бассейне летом 2007 г.//Метеорология и гидрология, 2010, № 8, С. 61–72.
Гудкович З.М., Доронин Ю.П. Дрейф морских льдов. – СПб: Гидрометеоиздат. – 2001. – 112 с.
Лосев С.М., Горбунов Ю.А., Дымент Л.Н., Сергеева И.А. Макродеформации ледяного покрова в Арктическом бассейне //Метеорология и гидрология, 2005, № 8, С. 38–50.
Лосев С.М., Горбунов Ю.А., Кулаков И. Ю. Некоторые особенности движения льдов в Арктическом бассейне по данным автоматических буев ПГЭП//Проблемы Арктики и Антарктики, 1986. – Вып.62.– С. 77–88.
Лосев С.М., Горбунов Ю.А., Сергеева И.А. Технология воспроизведения полей скорости дрейфа льда в Арктическом бассейне по данным автоматических буев//Труды ААНИИ, 2002. – Т.445. – С. 101–112
Обзор гидрометеорологических процессов в Северном Ледовитом океане за 2007, 2008, 2009 гг.//СПб: ААНИИ
Gorbunov Yu.A., Gudkovich Z.M., Losev S.M. Studies of the ice cover dynamics in the Arctic Basin from data of automated buoys. – Proceedings of the conference on the Arctic Buoy program, Seattle, Washington, USA, 3–4 August. 1998, p.4–6.
Аbstract
The peculiarities of the resulting drift structure in the Arctic Basin averaged for month intervals during the IPY are analyzed. The variability of the Trans-Arctic mainstream location as well as the drift speed along the mainstream is estimated. The location and size of the ice drift anti-cyclonic circulation are determined. The basic features of ice exchange between the Arctic seas and Arctic Basin are noted. The intensity of ice drift in the Arctic Basin during the IPY is compared with that averaged for the period of 1950–1970.