В период с ноября 1978 г. по ноябрь 2010 г. ледяной покров Арктики сокращался со средней скоростью 4,7 %, а в летний период – 11,6 % за десятилетие. Площадь многолетних льдов в ноябре сократилась на 40 %, и в 2006–2010 гг. была меньше 3,5 млн км2. Уменьшение общей толщины ледяного покрова в Арктике в период 2003–2008 гг., составившее 7,7 % и 5,9 % в год для осени и зимы, соответственно, полностью определяется уменьшением толщины многолетнего льда. Уменьшение толщины припая зафиксировано в районе Баренцева моря. Анализ данных в других районах Арктики выявил отсутствие значимых трендов.
Арктические льды являются важной составляющей климатической системы Земли и служат надёжным индикатором происходящих в этой системе изменений. В значительной мере важность роли морского льда в климатических процессах обусловлена наличием положительной обратной связи между изменениями температуры системы океан-атмосфера и площадью морских льдов (Hall, 2004; Perovich et al., 2007). Морской лёд имеет гораздо более высокое альбедо (>0,6), чем водная поверхность (~0,07), что определяет различие в уровнях поглощения поступающей солнечной энергии. Увеличение температуры вызывает усиление таяния льдов, что в свою очередь способствует увеличению количества поступающего в систему тепла, т. к. площадь льдов, имеющих высокое альбедо, сокращается, а площадь воды, имеющей существенно более низкое альбедо, увеличивается.
Наблюдающееся глобальное потепление и сокращение площади морских льдов в последние десятилетия определяют пристальное внимание к трансформации ледяного покрова Арктики (Johannessen et al., 1995, 2004; Stroeve et al., 2007; Comiso et al., 2008), что требует его постоянного мониторинга. Такой мониторинг для обширных и удалённых районов Арктики может быть осуществлён только на основе спутниковых наблюдений. По сравнению с обычными in situ наблюдениями, спутники обеспечивают ежедневное полное покрытие арктического бассейна. Для получения долговременных трендов параметров ледяного покрова по спутниковым данным ряд наблюдений должен быть однородным, что обеспечивается интеркалибровкой спутниковых датчиков (Hurell and Trenbeth, 1997, 1998; Christy et al., 1998) при переходе с одного измерительного прибора на другой. Для мониторинга морских льдов с целью климатических исследований в основном используются данные спутникового дистанционного зондирования в микроволновом диапазоне спектра, пассивного и активного. К пассивным инструментам относятся микроволновые радиометры, к активным – радиолокаторы с синтезированной апертурой (РСА), радиоальтиметры и скаттерометры. С недавнего времени весьма успешно и эффективно используются также лазерные альтиметры.
Наиболее полная и важная информация об изменении площади и протяжённости арктического ледяного покрова за длительный период получена с помощью спутникового пассивного микроволнового зондирования, данные которого доступны непрерывно с конца октября 1978 года. Помимо сказанного выше о пространственном охвате спутникового дистанционного зондирования, наблюдения в микроволновом диапазоне имеют и ещё одно существенное преимущество, заключающееся в возможности измерений в любое время суток и при наличии облачности, что для Арктики является исключительно важным обстоятельством. Пассивные микроволновые наблюдения ледяного покрова Северного Ледовитого Океана (СЛО) были начаты на спутнике США Nimbus-7 прибором SMMR (Scanning Multichannel Microwave Radiometer) и продолжены на серии спутников DMSP (Defense Meteorological Satellite Program), также США, вначале прибором SSM/I (Special Sensor Microwave/Imager), а затем прибором SSMIS (Special Sensor Microwave Imager/Sounder). Наблюдения радиометром SMMR проводились с частотой раз в два дня с 26 октября 1978 года по август 1987 года. Измерения осуществлялись на длинах волн 6,63; 10,69; 18; 21 и 37 ГГц. Наблюдения с помощью SSM/I были начаты в июле 1987 года и продолжались по май 2009 года. Прибор измерял радиацию, приходящую от поверхности Земли и атмосферы, на длинах волн 19, 22, 37 и 85,5 ГГц. Данные, покрывающие весь Арктический бассейн, поступали со спутника ежедневно. Прибор SSMIS представляет новое поколение радиометров типа SSM/I. Его рабочие частоты совпадают с частотами прибора SSM/I, за исключением последней, которая была изменена на 91 ГГц.
Рассматриваемые данные спутниковых измерений SSM/I и SSMIS поступают из Центра NSIDC (National Snow and Ice Data Center, Боулдер, США) в виде полей яркостной температуры, представленных в полярной стереографической проекции с размером ячейки 25×25 км для частот 19, 22 и 37 ГГц. Как видно, эти данные имеют достаточно низкое пространственное разрешение, что накладывает определённые ограничения на возможности их использования. В частности, это позволяет проводить исследования в глобальном масштабе, но не даёт возможности получения детальной картины ледяного покрова. В 2002 году в США был запущен спутник Aqua с микроволновым радиометром AMSR-E (Advanced Microwave Scanning Radiometer – Earth Observing System (EOS)). Его преимуществом по сравнению с SSM/I и SSMIS является более высокое пространственное разрешение: приблизительно на тех же частотах, что и у SSM/I и SSMIS, используемых для наблюдения морского льда, пространственное разрешение соответствующих продуктов AMSR-E составляет уже 12,5×12,5 км, в два раза выше по горизонтальной координате. Для обеспечения преемственности и непрерывности наблюдений Земли, включая и ледяной покров, посредством микроволновой радиометрии планируется запуск в 2011 году японского спутника GCOM-W1 (Global Change Observation Mission 1-st – Water) с очередным микроволновым радиометром на борту – AMSR2.
Далее изложены результаты расчётов, проведённых авторами на базе данных микроволновых радиометров SMMR, SSM/I и SSMIS с использованием алгоритма NORSEX (Shalina and Johannessen, 2008), который позволяет различать морскую поверхность, свободную ото льда, однолетний и многолетний лёд, а также количественно оценивать частную сплочённость указанных видов льда. Этот алгоритм, как и другие алгоритмы подобного назначения (Comiso, 1986; Gloersen et al., 1992), основан на предположении, что зондируемый участок морской поверхности может быть описан как комбинация трех типов поверхностей: «однолетний дел», «многолетний лед» и «чистая» (свободная ото льда) вода.
Публиковавшиеся ранее данные об изменении площади арктического морского ледового массива, полученные также из спутниковых пассивных микроволновых наблюдений, в том числе и авторами настоящей работы, констатировали уменьшение общей площади льдов с 1978 по 2003 гг. со скоростью чуть более 3 %за десятилетие (Johannessen et al., 1995; Bjorgo et al., 1997; Parkinson et al., 1999; Шалина и Йоханнессен, 2001; Parkinson and Cavalieri., 2002; Йоханнессен и др., 2005;). Анализ данных, выполненный на начало Международного полярного года (МПГ), т. е. на конец февраля 2007 года, показал, что скорость сокращения общей площади арктических льдов возросла до 4,2 % за десятилетие. Однако экстремальное сокращение ледовитости летом 2007 года, вызванное, в частности, аномально высокой температурой воздуха в весенние и летние месяцы (особенно в апреле), а также сильными ветрами, способствовавшими усиленному выносу льдов из Арктики (Comiso et al., 2008), привело к тому, что в период МПГ средняя скорость сокращения арктических льдов резко возросла.
На рис. 1 приведены нормированные относительно среднемесячных значений отклонения общей площади морских льдов от средних значений. Эти данные показывают постепенное сокращение ледовитости СЛО с наиболее глубоким минимумом в сентябре 2007 года. После экстремального года ледовитость была в среднем выше, чем в 2007 году, однако в ноябре 2010 года площадь, занимаемая льдами, практически сравнялась с той, что наблюдалась в ноябре 2007 года. Таким образом, итоговый тренд, отражающий среднюю скорость сокращения общей площади арктических льдов по данным спутниковых микроволновых радиометров с начала наблюдений по ноябрь 2010 года составляет –4,70±0,18 % за десятилетие. В абсолютном выражении это около 487 000 км2 за десятилетие.
Рис. 1. Изменение общей площади морских льдов в Арктике согласно спутниковым наблюдениям за период с января 1979 г. по ноябрь 2010 г. и соответствующий линейный тренд (период времени, относящийся к международному полярному году, выделен пунктиром)
Сезонные изменения ледяного покрова Арктики показаны на рис. 2. Представленные данные демонстрируют, что сокращение ледяного покрова СЛО наблюдалось во все сезоны. Наибольшая скорость убывания общей площади арктических льдов (-10,0 % за десятилетие) зафиксирована, как и следовало ожидать, в летний период (с июля по сентябрь). Наименьшая скорость сокращения ледяного покрова (-2,5 % за десятилетие) зафиксирована в зимний период.
Рис. 2. Сезонные изменения общей площади ледяного покрова Арктики (линейные тренды составляют: для января – марта –2,5 %, для апреля – июня –3,4 %, для июля – сентября –10,0 % и для октября – декабря –5,2 % за десятилетие)
Площадь ледяного покрова существенно меняется в течение года, увеличиваясь в зимний сезон и сокращаясь в летний. Минимального значения площадь арктических морских льдов достигает, как правило, в сентябре, в конце сезона таяния. Анализ результатов расчётов площади ледяного покрова за период спутниковых наблюдений позволяет выявить тенденцию более быстрого сокращения площади морских льдов в летний сезон, чем в другие сезоны. На рис. 3 показано изменение площади арктических морских льдов в сентябре, представленных среднемесячными значениями. Видно что, хотя вариации площади от года к году весьма значительны, наблюдается безусловная тенденция сокращения площади сентябрьского ледяного покрова, причем линейный тренд, описывающий эту тенденцию и составляющий уже –11,6 % за десятилетие, больше в абсолютном выражении (68 770±8740 км2 в год), чем тренд, характеризующий изменение общей площади арктических льдов в целом (см. рис. 1). Особенно чётко тенденция сокращения площади сентябрьского ледяного покрова стала проявляться в текущем столетии. Так, скорость сокращения площади сентябрьского ледяного покрова, оценённая на промежутке от 1979 до 2000 гг., составляла 5,9 % за десятилетие, а та же величина, рассчитанная для временного промежутка от 1979 до 2010 г., оказалась уже 11,6 % за десятилетие, или почти в два раза больше.
Рис. 3. Площадь арктических льдов в сентябре (среднемесячные значения) за период спутниковых наблюдений и линейные тренды, представляющие тенденцию сокращения сентябрьского ледяного покрова: первый за период с 1979 г. по 2000 г., второй с 1979 г. по 2010 г.
В 2002 г. состоялся первый в текущем столетии минимум сентябрьского ледяного покрова, который составлял около 5,3 млн км2. После 2002 г. наблюдалось все более раннее наступление сезона таяния в Арктике, а в 2005 г. был зафиксирован следующий минимум, когда площадь ледяного покрова сократилась до ~5,1 млн км2. Однако все рекорды были побиты в сентябре 2007 г., когда площадь ледяного покрова сократилась драматически, до ~4,1 млн км2. После 2007 г. наблюдалось увеличение площади ледяного покрова в сентябре, однако в 2010 г. тенденция сокращения вновь восстановилась. Таким образом, в сентябре 2007, 2008 и 2010 гг. наблюдались первый, второй и третий минимумы площади ледяного покрова за весь период спутниковых наблюдений, когда площадь морского льда была существенно меньше средней площади за указанный период.
С точки зрения изменений климата и арктической навигации наиболее важными являются многолетние льды. Интерес к состоянию и протяжённости этих льдов в Северном Ледовитом океане подогревается в последние годы ещё и тем, что наблюдается значительное сокращение площади сентябрьского ледяного покрова, т. е. льда, пережившего хотя бы одно летнее таяние и по определению являющегося многолетним льдом.
Упомянутый выше алгоритм NORSEX для расчёта сплоченности арктических льдов основан на предположении, что зондируемый участок моря может быть описан как комбинация трех типов поверхностей: «однолетний лёд», «многолетний лёд» и «чистая (свободная ото льда) вода». Соответственно, результатом расчётов, выполненных с помощью этого алгоритма, является определение расположения однолетних и многолетних льдов, а также оценка величин их частных сплоченностей. Отметим однако, что выявление многолетних льдов с использованием пассивных микроволновых наблюдений представляется возможным лишь в зимние месяцы. При этом оно осложняется ещё и появлением ошибок при разделении классов однолетнего и многолетнего льда, приводящим к получению растущей в течение зимы площади многолетних льдов (Johannessen et al., 1999; Walker et al., 2006), что невозможно с физической точки зрения – площадь многолетнего льда не может быть в течении года больше сентябрьского минимума. Выполненное авторами сравнение карт (Shalina and Johannessen, 2008) многолетнего льда для зимних месяцев (с ноября по март), полученных по данным микроволновых радиометров с использованием алгоритма NORSEX, с ледовыми картами Арктического и антарктического научно-исследовательского института (ААНИИ) и американского Национального Ледового Центра (НЛЦ), а также с изображениями спутниковых радиолокаторов с синтезированной апертурой, обработанными ледовыми экспертами, показало, что число ошибок разделения двух классов льда возрастает с течением зимы, будучи минимальным для ноября месяца и максимальным для марта. Вместе с тем, было продемонстрировано, что использование данных скаттерометра QuikSCAT совместно с данными пассивного радиометрического зондирования позволяет разделить классы и тем самым решить проблему.
В связи с вышеизложенным, Е. В. Шалиной был предложен и реализован пассивно-активный микроволновый метод определения сплоченности многолетних льдов (Shalina and Johannessen, 2008). В этом методе расчёт частной сплоченности многолетних и однолетних льдов проводится по ежедневным данным микроволновых радиометров с использованием алгоритма NORSEX. Затем по данным скаттерометра с использованием порогового значения строится маска, отделяющая многолетние льды от однолетних. Окончательный результат получается наложением маски на карту сплоченностей, полученную по данным микроволновых радиометров. Сравнение полученной описанным методом карты сплоченности многолетних льдов по данным SSMI и QuikSCAT для 17 декабря 2007 года с ледовыми картами ААНИИ и НЛЦ приведено на рис. 4. Рядом с ледовой картой ААНИИ приведена карта, полученная по спутниковым данным с наложенной на неё границей многолетних льдов согласно данным ААНИИ (рис. 4, в). Соответственно, рядом с ледовой картой НЛЦ показано аналогичное сравнение (рис. 4, д).
Рис. 4. Карта многолетних льдов для 17.12.2007 г., полученная пассивно-активным микроволновым методом по спутниковым данным (а); ледовая карта ААНИИ на 17–19.12.2007 г. (б); граница многолетних льдов по ААНИИ, наложенная на спутниковые данные (в); ледовая карта НЛЦ на 17.12.2007 г. (г); границы многолетних льдов наибольшей сплоченности согласно НЛЦ (показаны серым цветом) и (д) границы льдов средней сплоченности (показаны белым цветом)
Серым контуром отмечена граница многолетних льдов, имеющих наибольшую сплоченность, белым контуром показана граница многолетних льдов, имеющих среднюю сплоченность.
Таким образом, совместное использование данных спутникового пассивного и активного зондирования в микроволновом диапазоне позволяет получать карты сплоченности многолетних льдов Арктики.
Совместная обработка данных скаттерометра и микроволнового радиометра позволяет проследить изменение многолетних льдов в течение зимы. К сожалению, данные скаттерометра QuikSCAT доступны лишь для последнего десятилетия, поэтому уточнить границу между многолетними и однолетними льдами с использованием этих данных для всего периода спутниковых пассивных микроволновых наблюдений не представляется возможным. Однако, такую оценку изменения площади многолетних льдов за весь период спутниковых наблюдений (т. е. начиная с 1978 г.) по данным микроволновых радиометров возможно дать для ноября, начала арктической зимы, когда упомянутые выше ошибки разделения многолетних и однолетних льдов с помощью NORSEX минимальны. Полученные результаты приведены на рис. 5. Здесь же приведён и линейный тренд, характеризующий уменьшение площади многолетних льдов в ноябре за указанный период, включая ноябрь 2010 г., со скоростью 13,2±1,7 % за десятилетие, что дает оценку сокращения данной площади за весь период наблюдений около 40 %. Наиболее впечатляющее сокращение ноябрьского многолетнего льда наблюдалось в 2006–2010 гг., когда его площадь была меньше 3,5 млн км2.
Рис. 5. Площадь многолетних арктических льдов в ноябре (среднемесячные значения) по данным микроволновых радиометров за период спутниковых наблюдений, включая 2010 г., и линейный тренд её изменений, характеризующий тенденцию сокращения многолетних льдов
Площадь многолетних льдов непосредственно в зимние месяцы может быть оценена уже с помощью пассивно-активного микроволнового метода, рассмотренного выше. На рис. 6 приведено изменение этой площади в январе за период 2003–2008 гг., полученное данным методом.
Рис. 6. Площадь многолетнего льда в январе, полученная пассивно-активным методом по данным SSMI и QuikSCAT (Шалина) для периода 2003–2008 гг., а также по данным скаттерометра QuikSCAT и экспорта льда через пролив Фрама (Квок) для периода 2000–2008 гг.
Для сравнения на этом же рисунке представлены результаты, полученные Квоком с соавторами (Kwok et al., 2009) для более длительного периода – с 2000 по 2008 гг. Для оценки площади многолетнего льда указанными авторами были использованы данные того же скаттерометра QuikSCAT, а также значения экспорта льда из СЛО через пролив Фрама. Наблюдается неплохое согласие между этими двумя оценками. Так они показывают, что реальное уменьшение площади многолетнего льда в январе началось приблизительно с 2003 года. Наиболее драматическим оно оказалось в 2005–2008 гг., когда площадь многолетних льдов в Арктике в январе сократилась приблизительно на 35–40 %. По данным Квока с соавторами результирующее уменьшение площади более старых льдов составило за этот период 1540*103 км2 (Kwok et al., 2009).
Региональные особенности распределения толщины льдов в Северном Ледовитом Океане изучались, главным образом, по данным сонаров вертикального зондирования на подводных лодках (Bourke and Garrett, 1987; Wadhams, 1994; McLaren et al., 1994). Характерной особенностью распределения толщины льдов является ее уменьшение в направлении от Канадского арктического архипелага к Сибири. Эта общая тенденция в распределении толщин льдов относительно независима от сезона и наблюдается большей частью в течение всего года. В ряде исследований отмечается значительное уменьшение средней толщины льдов в Арктике в последних десятилетиях прошлого и начале нынешнего столетий (рис. 7).
Рис. 7. Изменение средней толщины льда в Арктике во второй половине 20-го века и в начале 21-го столетия по данным разных авторов
Сравнение данных, полученных с подводных лодок в период 1993–1997 гг., с данными за период 1958–1976 гг. выявило уменьшение средней осадки льда в большей части Северного Ледовитого океана с 3,1 м до 1,8 м (Rothrock et al., 1999). При этом уменьшение толщины льдов в центральной и восточной частях Арктики было больше, чем в морях Бофорта и Чукотском. В то же время в работе (Winsor, 2001) отмечается, что средняя толщина льдов в Арктическом бассейне вдоль 150° з.д. между 76 и 90° с.ш. практически не изменялась в период с 1991 по 1997 гг. Сравнение данных по толщине льда, полученных в сентябре 1996 г. в районе между проливом Фрама и Северным полюсом, с данными, полученными в том же районе в сентябре-октябре 1976 г. показали уменьшение средней осадки льда на 43 % (Wadhams and Davis, 2000). Данные (Tucker et al., 2001) показывают увеличение толщины льда с середины 1970-х гг. до конца 1980-х, но после этого также показывают её уменьшение.
Расчет средней толщины льда в Центральном Арктическом бассейне, представленный в работе (Нагурный и др., 2003), основывается на экспериментальном определении осредненной частоты волн зыби и изгибно-гравитационных волн во льдах на дрейфующих станциях «Северный полюс». Линейный тренд в 1970–1990 гг. по этим данным соответствует уменьшению средней по всему Арктическому бассейну толщины льда приблизительно на 10 см, что составляет 3–4 % от средней толщины льда 3 м. Наибольшее уменьшение толщины льда произошло в 1987–1990 гг. Отсутствие данных в период до 2005 г. обусловлено перерывом в организации новых российских дрейфующих станций. После возобновления измерений в 2005 г. данные показывают резкое уменьшение толщины льда. В целом все представленные результаты показывают ускорение процесса уменьшения толщины морского льда в Арктике в конце прошлого, начале нынешнего столетий. Тем не менее, различия в значениях толщины льда у разных авторов весьма значительны и достигают 2,5 м.
В работе (Kwok and Rothrock, 2009) представлены результаты детального анализа и сравнения данных по толщинам льда, полученных при помощи сонаров на американских подводных лодках и измерений лазерного альтиметра на спутнике ICEsat за периоды 1975–2000 и 2003–2008 гг., соответственно. Эти результаты приведены на рис. 8.
Рис. 8. Изменение толщины арктического морского льда для зимы (верхние кривые) и лета (нижние кривые) по данным сонаров на американских подводных лодках за период 1975–2000 гг. и по данным лазерного альтиметра на спутнике ICESat в 2003–2008 гг. (Kwok and Rothrock, 2009). Примечание: вертикальные отрезки характеризуют погрешности измерения толщины льда с подводных лодок и посредством лазерного альтиметра спутника ICEsat
Сравнение и анализ этих двух типов данных проведено для района, изображённого на рис. 9, в котором производились измерения с американских подводных лодок. Данные были получены и осреднены для зимнего (февраль-март) и осеннего (октябрь-ноябрь) периодов. Выполненные в осенний период измерения с подводных лодок и ICEsat были приведены к 15 сентября, летнего месяца в Арктике, с использованием годового цикла изменения толщины, полученного по модели лед – океан. Т. о., анализ рассматриваемых данных был выполнен для зимы и лета. Верхние кривые на рис. 8 соответствуют толщине льда зимой, а нижние – летом.
Рис. 9. Область (нерегулярный полигон), где производились измерения с американских подводных лодок в 1975–2000 гг. Точки указывают координаты измерений (Kwok and Rothrock, 2009)
Анализ приведённых на рис. 8 данных с подводных лодок показывает увеличение средней толщины льда, как зимой, так и летом за период с 1975 по 1980 гг. и её уменьшение после 1980 г.
Это соответствует характеру изменения толщины льда по данным Такера (см. рис. 7). Скорость уменьшения толщины льда по данным Квока и Ротрока (рис. 8) несколько замедлилась в конце прошлого – начале нынешнего столетий, и возросла в последние годы. Данные ICEsat за летний период 2005 г. хорошо согласуются с оценками Нагурного для того же года (см. рис. 7). По данным Квока и Ротрока (рис. 8) средняя толщина морского льда зимой в период 1975–2008 гг. уменьшилась на 1,75 м – от максимального значения 3,64 м в 1980 г. до 1,89 м в 2008 г. Толщина льда летом уменьшилась на 1,65 м – от 2,80 м в 1980 г. до 1,15 м в 2007 г. Тренды изменения толщины льда за пятилетний период работы спутника ICESat составили -0,10 м/год и -0,20 м/год в зимний и летний периоды, соответственно, что превышает наибольшее уменьшение толщины льда в 1990 г., составившее около -0,08 м/год. Интересно отметить, что по данным спутниковых радиоальтиметров, покрывающих Арктику до 81,5° с.ш., средняя толщина льда после лета 2007 г. была на 26 см меньше средней за период 2002/2003–2007/2008 гг., а в западной Арктике (Северное Чукотское плато, Канадская Арктика и море Бофорта) – меньше на 49 см (Giles et al., 2008).
В работе (Kwok et al, 2009) представлены результаты анализа изменений толщины и объема льда, полученные только по данным ICESat за период 2003–2008 гг. Анализ выполнен для области СЛО, ограниченной Беринговым проливом, Канадским архипелагом, Гренландским (пролив Фрама) и Баренцевом морями, для осеннего (октябрь – ноябрь) и зимнего (февраль – март) периодов. Представленные на рис. 10 графики показывают изменения толщины, площади и объема льда за рассматриваемые 5 лет, вычисленные как для всего льда, так и для однолетнего и многолетнего льдов отдельно. Области многолетнего и однолетнего льдов были выделены по данным скаттерометра QuikSCAT и микроволнового радиометра AMSR-E.
Квок с соавторами в своём анализе получили следующие оценки. Средняя за 5 лет общая толщина льда в зимний период составила 2,9 м, при средних значениях толщины в зонах многолетнего и однолетнего льдов 3,2 м и 2,1 м, соответственно. В осенний период эти значения составили 2,6 м, 2,7 м и 1,4 м, соответственно. Средний за тот же самый период времени общий объем льда в рассматриваемой области Северного Ледовитого океана составил 13 021 км3 осенью и 16 420 км3 зимой. Средний объем однолетнего льда зимой составил 7863 км3, что весьма близко к среднему значению объема многолетнего льда (8557 км3). В осенний период объем однолетнего льда (4014 км3) значительно меньше объема многолетнего льда (9006 км3).
Рассматриваемый короткий ряд данных ICESat показал уменьшение общей толщины ледяного покрова в Арктике (рис. 10, а). Соответствующие тренды составляют –7,7 % в год для осени и –5,9 % в год для зимы. Это уменьшение общей толщины льда полностью определяется уменьшением толщины многолетнего льда. Результирующее уменьшение средней толщины более старого многолетнего льда за этот период составило 0,6 м. Средняя же толщина однолетнего льда в течении рассматриваемого периода оставалась практически без изменений. Площадь многолетнего льда также драматически сократилась за этот период – на 35–40 %, как уже отмечалось ранее (рис. 10, б). Площадь же однолетнего льда не только не сократилась, но даже немного возросла. В итоге средний общий объём льда за период 2003–2008 гг. значительно уменьшился, что полностью обусловлено уменьшением толщины и сокращением площади многолетнего льда.
Рис. 10. Изменения толщины (а), площади (б) и объема (в) морского льда в Арктике в период 2003–2008 гг. по данным ICESat (Kwok et al, 2009). Обозначения по оси абсцисс показывают период времени, в пределах которого выполнялись измерения; например, «он03» означает октябрь-ноябрь 2003, «фм04» – февраль-март 2004, и т. д. Заштрихованные области показывают диапазоны изменения характеристик льда между осенью и зимой
Тренд общего объема льда составил -9,5 % в год в осенний период и -5,2 % в год в зимний. Общая потеря объёма льда за рассматриваемый период составила 42 % осенью и 21 % зимой. При этом уменьшение объема многолетнего льда больше, чем общее уменьшение объема льда. Значительный отрицательный тренд объема многолетнего льда только частично компенсируется положительным трендом объема однолетнего льда. В конце зимы 2008 объем многолетнего льда стал меньше объема однолетнего льда, в то время как в начале периода объем многолетнего льда значительно превышал объем однолетнего льда. Площадь многолетнего льда зимой 2008 г. также оказалась меньше площади однолетнего льда. Т. о., за рассматриваемый пятилетний период соотношения между распространением и объемом многолетнего и однолетнего льдов изменилось на обратное и в конце периода однолетний лед стал преобладающим.
Изменения толщины припая отражают термодинамическое нарастание льда и представляют особый интерес, поскольку позволяют в определенной степени разделить вклад термодинамических и динамических факторов на изменение толщины льда в Арктике. Изменения толщины припая изучались в районе Шпицбергена (Gerland et al., 2008), в Канадской Арктике (Melling, 2002), и в Евразийской Арктике (Polyakov et al., 2002).
Измерения толщины припая на острове Хопен проводились более 40 лет, начиная с 1966 г. Анализ полученных временных рядов выявил статистически значимый тренд на длинных временных интервалах, показывающий устойчивое уменьшение толщины припая на 11 см за десятилетие на протяжении последних 40 лет. Уменьшение толщины льдов совпадает с увеличением температуры воздуха на +0,85 C/десятилетие в 1966–2007 гг., а также температуры поверхности океана в августе-октябре на +0,36 C/десятилетие в период 1972–2007 гг. Оно также соответствует уменьшению распространения льдов в Баренцевом море и во всей Арктике. В зимние периоды 2005/2006 и 2006/2007 гг. стабильный припай не сформировался из-за аномально высоких температур воздуха (Gerland et al., 2008).
Более 120 000 измерений толщины припая в бассейне Свердрупа было выполнено в марте-мае 1971–1975 и 1977–1980 гг. Анализ полученных данных показал, что межгодовая изменчивость средней толщины однолетнего припая превышала 1 м, а его максимальная толщина изменялась в пределах 1,8–2,6 м (Melling, 2002). По мнению автора, значительные межгодовые изменения высоты снега (15–75 см) являются основным фактором, определяющим толщину льда. В рассматриваемый период средняя толщина однолетнего льда в рассматриваемом районе увеличилась на 25 см в марте, на 2 см в апреле и на 9 см в мае.
Для изучения изменений толщины припая в Еразийских арктических морях авторами данной статьи проанализированы измерения, выполненные в различных районах Арктики при проведении высокоширотных воздушных экспедиций «Север» в период с 1928 по 1991 гг. (Romanov, 1995). Измерения проводились при посадках самолетов на лед, главным образом в период с марта по май. Анализ полученных данных позволил оценить изменения толщины припая в период 1960-х – 1980-х гг. в двух районах: 1) пролив Вилькицкого и западная часть моря Лаптевых; и 2) восточная часть моря Лаптевых – западная часть Восточно-Сибирского моря. Поскольку измерения проводились в различные месяцы и дни, то значения толщины льда были приведены к 30 апрелю с использованием приращений, рассчитанных по типичным значениям его толщины на конец каждого месяца (Наблюдения за ледовой обстановкой, 2009). На рис. 11 показана межгодовая изменчивость толщины припая в рассматриваемых районах.
Рис. 11. Межгодовые изменения толщины припая в районе пролива Вилькицкого – западной части моря Лаптевых (а) и восточной части моря Лаптевых – западной части Восточно-Сибирского моря (б). Прямые линии изображают уравнения линейной регрессии для толщины припая, приведенные в верхней части графиков
В качестве характеристики использовалась мода 20-см интервала распределения толщины льда. Анализ полученных данных выявил значительную межгодовую изменчивость толщины припая в обоих районах. При этом каких-либо значимых трендов изменения толщины припая не выявлено.
Анализ 65-летних рядов измерений толщины припая в период 1935–2000 гг. на пяти полярных станциях в Карском, Лаптевых, Восточно-Сибирском и Чукотском морях был выполнен в работе (Polyakov, et al., 2002). Тренды толщины льда оказались относительно небольшими, как положительными, так и отрицательными по знаку для различных станций, и не являются статистически значимыми на 95 % уровне значимости.
Несмотря на отсутствие данных измерений в начале 21 века, можно предположить, что толщина припая в этот период существенно не изменялась. Расчеты по сумме градусо-дней мороза показывают, что при увеличении температуры воздуха в Арктике приблизительно на 0,8 °С в столетие, толщина однолетнего льда существенно не изменится. Значительные межгодовые изменения высоты снега оказывают большее влияние на толщину льда, чем изменения температуры воздуха.
Изменения, произошедшие с ледяным покрытием Арктики, относятся к наиболее точно описанным трансформациям, произошедшим в этом регионе после конца 70-х годов прошлого столетия. Благодаря доступности последовательных глобальных спутниковых измерений, проводившихся начиная с ноября 1978 г. радиометрами микроволнового диапазона, можно с уверенностью говорить о сокращении ледяного покрытия Арктики со средней скоростью 4,7 % за десятилетие за период с ноября 1978 г. по ноябрь 2010 г. Особенно драматические изменения произошли в рамках МПГ в сентябре 2007 года, когда площадь ледяного покрова сократилась до ~4 млн кв. км. Благодаря сентябрьскому минимуму 2007 г. средняя скорость сокращения Арктического ледяного массива увеличилась и составляет 11,6 % за десятилетие по данным до 2010 г. включительно.
Помимо протяжённости ледяного покрова, в этот же период времени наблюдалось и значительное уменьшение его толщины. Анализ данных, полученных с сонаров на подводных лодках, показывает существенное уменьшение средней толщины ледяного покрова в Арктике как зимой, так и летом после 1980 г. По данным Квока и Ротрока в период 1975–2008 гг. толщина морского льда зимой уменьшилась на 1,75 м, а летом – на 1,65 м. Пятилетний ряд данных ICESat, полученный в период 2003–2008 гг., показал уменьшение общей толщины ледяного покрова в Арктике на 7,7 % в год и на 5,9 % в год для осени и зимы, соответственно. Это уменьшение полностью определяется уменьшением толщины многолетнего льда, в то время как средняя толщина однолетнего льда оставалась практически без изменений. Общая потеря объема льда за рассматриваемый период составила 42 % осенью и 21 % зимой; при этом значительный отрицательный тренд объема многолетнего льда лишь частично компенсируется положительным трендом объема однолетнего льда. В результате, в 2008 году однолетний лед стал преобладающим. Уменьшение толщины припая зафиксировано только в районе Баренцева моря. Анализ данных по толщине припая в ряде других районов Арктики выявил значительную межгодовую изменчивость его толщины и отсутствие значимых трендов. Эти данные соответствуют данным ICESat, показывающим отсутствие значительных изменений толщины однолетнего льда.
Благодарности. Данная работа была выполнена в рамках проекта DAMOCLES (Developing Arctic Modelling and Observing Capabilities for Long-term Environment Studies) 6-ой Рамочной Программы Евросоюза. Данные измерений в экспедициях «Север» получены из Мирового Центра данных по гляциологии/Национального Центра данных по снегу и льду (NSIDC), Боулдер, Колорадо.
Йоханнессен О.М., Бобылев Л.П., Кузьмина С.И., Шалина Е.В., Хворостовский К.С. Изменчивость климата Арктики в контексте глобальных изменений. Вычислительные технологии, Т.10, Ч.1, стр. 56–62, 2005
Наблюдения за ледовой обстановкой. Учебное пособие. Спб.: ГУ ААНИИ, 360 стр., 2009
Нагурный А.П., Коростелев В.Г., Йоханнессен О.М., Медведченко Е.Ю. Межгодовая тенденция изменения толщины морского льда в Арктическом бассейне в 1970–1990 гг. Тр. ААНИИ, Т. 446, стр. 83–98, 2003
Шалина Е.В., Йоханнессен О.М. Изменение ледового покрытия Баренцева, Карского, Восточно-Сибирского морей и моря Лаптевых по данным приборов SMMR и SSMI/I за период с 1978 по 1999 год. Исследование Земли из космоса, № 5, стр. 45–52, 2001
Bjorgo E., Johannessen O.M., Miles M.W. Analysis of merged SMMR-SSMI time series of Arctic and Antarctic sea ice parameters 1978–1995. Geophys. Res. Letters, 24(4), pp. 413–416, 1997
Bourke R.H., Garrett R.P. Sea ice thickness distribution in the Arctic Ocean. Cold Regions Science and Technology, 13(3), pp. 259–280, 1987
Christy J.R., Spenser R.W., and Lobl E.S. Analysis of the merging procedure for the MSU daily temperature time series. J. Climate, 11, pp. 2016–2041, 1998
Comiso J. Characteristics of Arctic winter sea ice from satellite multispectral microwave observations. J. Geophys. Res., 91, pp. 975–994, 1986
Comiso J.C., Parkinson C.L., Gersten R., Stock L. Accelerated decline in the Arctic sea ice cover. Geophys. Res. Letters, 35, L01703. doi:10.1029/2007/GL031972, 2008
Gerland S., Renner A.H.H., Godtliebsen F., Divine D., Loyning T.B. Decrease of sea ice thickness at Hopen, Barenrs Sea, during 1966–2007. Geophys. Res. Letters, 35, L06501. doi:10.1029/2007GL03271, 2008
Giles K.A., Laxon S.W., Ridout A.L. Circumpolar thinning of Arctic sea ice following the 2007 record ice extent minimum. Geophys. Res. Letters, 35, L22502. doi:10.1029/2008GL035710, 2008
Gloersen P., Campbell W., Cavalieri D., Comiso J., Parkinson C., Zwally H. Arctic and Antarctic sea ice, 1978–1987. Satellite Passive-Microwave Observations and Analysis. NASA publication SP-511, 290 p., 1992
Hall A. The role of surface albedo feedback in climate. J. Climate, 17, pp. 1550–1568, 2004
Hurrell J.W., and Trenberth K.E. Spurious trends in satellite MSU temperatures from merging different satellite records. Nature, 386, pp. 164–167, 1997
Hurrell J.W., and Trenberth K.E. Difficulties in obtaining reliable temperature trends: reconciling the surface and satellite microwave sounding unit records. J. Climate, 11, pp. 945–967, 1998
Johannessen O.M., Miles M., Bjørgo E. The Arctic’s shrinking ice. Nature, 376, pp.126–127, 1995
Johannessen O.M., Shalina E.V., Miles M.W. Satellite evidence for an Arctic sea ice cover in transformation. Science, 286, pp. 1937–1939, 1999
Johannessen O.M., Bengtsson L., Miles M.W., S.I. Kuzmina, V.A. Semenov, G.V. Alekseev, A.P. Nagurny, V.F. Zakharov, L.P. Bobylev, L.H.Pettersson, K.Hasselmann, H.P.Cattle Arctic climate change: observed and modelled temperature and sea ice variability. Tellus 56A, pp. 328–341, 2004
Kwok R. and D.A. Rothrock. Decline in Arctic sea ice thickness from submarine and ICEsat records: 1958–2008. Geophys. Research Letters, 36, L15501, doi:10.1029/2009GL039035, 2009
Kwok R., Cunningham G.F., Wensnahan M., Rigor I., Zwally H.J., Yi D. Thinning and volume loss of the Arctic Ocean sea ice cover: 2003–2008. J. Geophys. Res., 114, C07005. doi:10.1029/2009JC005312, 2009
McLaren A.S., Bourke R.H., Walsh J.E., Weaver R.L. Variability in sea-ice thickness over the North Pole from 1958 to 1992. Geophys. Monograph, 85, pp. 363–371, 1994
Melling H. Sea ice of the northern Canadian Arctic Archipelago. J. Geophys. Res., 107(C11), 3181. doi:10.1029/2001JC001102, 2002
Parkinson C.L., Cavalieri D., Gloersen P., Zwally H., Comiso J. Arctic sea ice extents, areas, and trends, 1978–1996. J. Geophys. Res., 104, pp. 20837–20856, 1999
Parkinson C.L., Cavalieri D. A 21 year record of Arctic sea ice extents and their regional, seasonal and monthly variability and trends. Ann.Glaciol., 34, pp. 441–446, 2002
Perovich D.K., Light B., Eicken H., Jones K.F., Runciman K., Nghiem S.V. Increasing solar heating of the Arctic Ocean and adjacent seas, 1979–2005: Attribution and role in the ice-albedo feedback. Geophys. Res. Letters, 34, L19505. doi:10.1029/2007GL031480, 2007
Polyakov I.V., Alekseev G.V., Bekryaev R.V., Bhatt U., Colony R.L., Johnson M.A., Karklin V.P., Makshtas A.P., Walsh D., Yulin A.V. Observationally based assessment of polar amplification of global warming. Geophys. Res. Letters, 29(18), doi:10.1029/2001GL011111, 2002
Romanov I.P. Atlas of ice and snow of the Arctic Basin and Siberian Shelf seas. Backbone Publishing Company, 277 pp., 1995
Rothrock D.A., Yu Y., Maycut G.A. Thinning of the Arctic Sea-Ice Cover. Geophys. Res. Letters, 26(23), pp. 3469–3472, 1999
Shalina E.V., Johannessen O.M. Multi year sea ice concentration mapping using passive and active microwave satellite data. IEEE Xplore, Microwave Radiometry and Remote Sensing of the Environment, MICRORAD 2008, doi: 10.1109/MICRAD.2008.4579513, 2008
Stroeve J., Holland M.M., Meier W., Scambos T., Serreze M. Arctic sea ice decline: Faster than forecast. Geophys. Res. Letters, № 34, l09501, doi: 10.1029/2007gl029703, 2007
Tucker III W.B., Weatherly J.W., Eppler D.T., Farmer L.D. et al. Evidence for rapid thinning of sea ice in the western Arctic at the end of the 1980s. Geophys. Res. Letters, 28(14), pp. 2851–2854, 2001
Wadhams P. Sea ice thickness changes and their relation to climate. Geophys. Monograph, 85, pp. 337–361, 1994
Wadhams P., Davis N.R. Further evidence of ice thinning in the Arctic Ocean. Geophys. Res. Letters, 27(24), pp. 3973–3975, 2000
Walker N.P., Partington K.C., Van Woert M.L., Street T.L.T. Arctic sea ice type and concentration mapping using passive and active microwave sensors. IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing, 44(12), pp. 3574–3584, 2006
Winsor P. Arctic Sea Ice Thickness Remained Constant During the 1990s. Geophys. Res. Letters, 28(6), pp. 1039–1041, 2001
Abstract
From November 1978 to November 2010 the sea ice cover in the Arctic declined at -4,7 % per decade and in summer period at -11,6 % per decade. The multiyear ice area declined for 40 % and in 2006–2010 was less than 3,5 million km2. The trends in overall ice thickness in the Arctic in the period 2003–2008 are negative and amount to -7,7 % and -5,9 % in autumn and winter, respectively. The observed reductions are due almost entirely to thinning of the multiyear ice. Thinning of fast ice was observed in some regions of the Barents Sea. No significant trends in fast ice thickness were found in other Arctic regions.