Г. Алексеев - Метеорологические и геофизические исследования

Результаты расчетов будущего арктических морских льдов на глобальных моделях климата представлены во многих публикациях, включая четвертый оценочный доклад МГЭИК ( IPCC, 2007 ). Характерной чертой ансамбля проекций по разным моделям является значительный разброс, возрастающий к концу 21-го века. На рис. 10 а приведены среднее по ансамблю из 16 моделей и крайние члены ансамбля, соответствующие наиболее быстрому (1) и наиболее медленному (2) сокращению ПМЛ в сентябре. Видно, что наблюдаемое сокращение площади льда значительно опережает модельные реализации.

Рис. 10. Средняя ПМЛ по ансамблю из 16 модельных проекций из CMIP3 в сентябре (1) и крайние проекции (2,3). 4 – ПМЛ по данным NSIDC

Основная причина расхождений в оценке изменений площади льда между моделями и наблюдениями в том, что модели значительно занижают летнюю температуру воздуха (рис. 11) вследствие, по-видимому, недостаточной чувствительности к изменениям радиационного воздействия и с занижением собственной изменчивости климатической системы в Арктике.

Рис. 11. Средняя летняя ПТВ по данным 32 станций и по расчетам на 16 моделях из ансамбля CMIP3 в области к северу от 60° с.ш.

Другой важный параметр морского ледяного покрова – его толщина – также уменьшилась значительно (почти вдвое по оценке в работе ( Kwok and Rothrock, 2009 )) за период с 1980 по 2008 год. Измерения с борта атомных ледоколов, выполненные сотрудниками ААНИИ в 1977–2009 гг., ( Фролов и др., 2009 ) также показали значительные изменения толщины льдов по маршрутам их плавания. Причем изменения произошли после 1987 года за счет сокращения количества многолетних льдов (таблица 6).

Таблица 6. Количество и средняя толщина льдов различного возраста на пути плавания а/л «Арктика» в августе 1977 г. и НЭС «Академик Федоров» в августе 2005 г (Фролов и др., 2009)

Исследования в Арктике выявили ряд особенностей в распределении концентрации СО 2над морскими льдами ( Semiletov et al., 2004; Голубев и др. 2006 ). Сезонные колебания концентрации СО 2в атмосфере по данным глобальной сети мониторинга показывают зависимость амплитуд годового хода от широты с явной тенденцией к их возрастанию в направлении высоких широт Северного полушария (рис. 12). Это арктическое усиление амплитуды годовых колебаний концентрации СО 2над Северным Ледовитым океаном было связано ( Алексеев, Нагурный, 2005; 2007;. Алексеев и др., 2007а ) с активным с влиянием морского льда на формирование сезонного цикла концентрации СО 2в атмосфере над морским льдом. Было показано, что амплитуда растет в основном за счет роста зимней концентрации СО 2, который согласуется с ростом амплитуды сезонных колебаний ПМЛ за счет увеличения летнего сокращения. Было выдвинуто предположение, что образование, нарастание и изменение структуры льда в зимний сезон на все большей акватории должно сопровождаться увеличением выделения СО 2в атмосферу и в подледный слой воды. Летом СО 2из атмосферы над Арктическим бассейном должен поглощаться опресненной водой на поверхности льда, в разводьях, трещинах и каналах, а также расходоваться на фотосинтез в верхнем слое воды и во льду ( Semiletov et al., 2004; Rysgaard et al., 2007 ).

Рис. 12. Размах годового колебания среднемесячной концентрации СО 2(точки) на береговых и островных станциях, расположенных на разных широтах в океанических областях Северного и Южного полушарий. Использованы среднемесячные значения концентрации за 2004 год по данным ВМО (WMO, 2006)

Исследования, выполненные на дрейфующей станции СП-35 в 2007/08 годах позволили обнаружить и измерить эмиссию СО 2в атмосферу с поверхности нарастающего льда и оценить ее годовой поток величиной 310 10моль/год с поверхности СЛО ( Недашковский, Макштас, 2010 ). Плотность потока эмиссии СО 2составляет согласно этой работе 20±4 ммоль/м 2. Эти результаты подтвердили выводы ( Алексеев, Нагурный, 2005; 2007;. Алексеев и др., 2007а ) о зимнем повышении концентрации СО 2в приледном слое атмосферы над СЛО.

Для формирования климата морской Арктики важным процессом является поступление теплой и соленой воды из Северной Атлантики. Приток атлантической воды (АВ) в Арктику составляет часть глобального океанического конвейера, связывающего океаны транспортом тепла, соли и пресной воды. Поступая из Северной Атлантики, АВ распространяются по акватории Норвежского, Гренландского и Баренцева морей и проникают в Арктический бассейн, где занимают промежуточный слой на глубинах от 100 до 800 метров ( Тимофеев, 1960; Трешников, Баранов, 1972 ). Атлантическая вода является важным источником тепла в приатлантическом секторе Арктики и источником соли для арктических вод, подвергающихся постоянному опреснению. Постоянный приток тепла от слоя АВ в верхний слой Арктического бассейна ограничивает зимнее нарастание льда, хотя о величине и распределении этого притока нет единого мнения. Все это указывает на то, что поступление АВ является важным климатообразующим процессом в арктической климатической системе и его мониторинг должен быть составной частью слежения за изменениями климата ( Alekseev et al., 2003; Polyakov et al., 2003; 2004; Алексеев и др. 2007б ).

Поток атлантической воды на протяжении от пролива Фрама до моря Лаптевых включительно сконцентрирован в сравнительно узкой зоне вдоль материкового склона и доступен для мониторинга с помощью современных судов ледокольного типа и небольшого числа длительных заякоренных подводных (и подледных) измерителей течений, температуры и солености воды. Обобщение океанографических данных, собранных в Арктическом бассейне с начала наблюдений, позволило выбрать районы, наиболее освещенные наблюдениями и сформировать климатические ряды характеристик АВ по 2009 год включительно. Одной из таких характеристик является максимальная температура в слое АВ в шести районах Арктического бассейна (рис. 13).

Рис. 13. Изменения максимальной температуры в слое АВ по данным измерений в шести районах Арктического бассейна (на карте слева) по данным 1920–2009 гг.