75 РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ ВЫСОКОШИРОТНОЙ...

1

ФЕДЕРАЛЬНАЯ СЛУЖБАПО ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИИ

И МОНИТОРИНГУ ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ

Санкт-ПетербургААНИИ

2007

ГОСУДАРСТВЕННЫЙ НАУЧНЫЙ ЦЕНТР РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИАРКТИЧЕСКИЙ И АНТАРКТИЧЕСКИЙ

НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ИНСТИТУТ

ПРОБЛЕМЫАРКТИКИ И АНТАРКТИКИ

№ 75

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ ВЫСОКОШИРОТНОЙ АРКТИКИВ ПРЕДДВЕРИИ МЕЖДУНАРОДНОГО ПОЛЯРНОГО ГОДА

2

Г л а в н ы й р е д а к т о р

Фролов И.Е.

Р е д а к ц и о н н а я к о л л е г и я

Алексеев Г.В.

Бузин И.В. (ученый секретарь)

Грикуров Г.Э. (ВНИИОкеангеология)

Гудкович З.М.

Данилов А.И. (зам. главного редактора)

Доронин Ю.П. (РГГМУ)

Зубакин Г.К.

Иванов В.Л. (ВНИИОкеангеология)

Катцов В.М. (ГГО)

Липенков В.Я.

Лихоманов В.А.

Макштас А.П.

Никифоров Е.Г.

Радионов В.Ф.

Рожков В.А. (СПбГУ)

Саватюгин Л.М.

Тимохов Л.А.

Шикломанов И.А. (ГГИ)

© Государственный научный центр РФАрктический и антарктическийнаучно-исследовательский институт(ГНЦ РФ ААНИИ), 2007.

ПРОБЛЕМЫ АРКТИКИ И АНТАРКТИКИ

№ 75

Результаты исследований высокоширотной Арктикив преддверии Международного полярного года

Научный редактор номера: И.М.АшикРедактор: Е.В.Миненко

Оригинал-макет и обложка: А.А.МеркуловРисунок на обложке А.М.Козловского

Подписано в печать 16.07.2007 Печать офсетнаяФормат 70×100 1/16 Усл. печ. л. 10,0Тираж 500 Заказ № 17

Ротапринт ГНЦ РФ ААНИИ199397, ул. Беринга, 38

ISSN 0555-2648

3

СОДЕРЖАНИЕ

Предисловие ................................................................................................................................. 5

А.О.Андреев, М.В.Дукальская, С.В.Фролов. Из истории Международного полярного года .. 7И.Е.Фролов, В.Т.Соколов, И.М.Ашик. Основные итоги и предварительныенаучные результаты двадцать первого (август–октябрь 2004 г.) и двадцать третьего(июль–сентябрь 2005 г.) рейсов научно-экспедиционного судна «Академик Федоров» ... 18И.Е.Фролов, И.М.Ашик, В.Т.Соколов. Гидрофизические характеристики придонногослоя глубоководных районов Арктического бассейна Северного Ледовитого океана ........ 35А.Е.Новихин, В.М.Смагин. Влияние притока атлантических вод на вертикальноераспределение биогенных элементов в Арктическом бассейне ............................................ 43В.Ф.Радионов, Е.И.Александров, Н.Н.Брязгин. Метеорологические условияв околополюсном районе Северного Ледовитого океана (по данным наблюденийна дрейфующих станциях «Северный полюс-32, 33, 34») ..................................................... 50В.Ф.Радионов, Е.Н.Русина, Е.Е.Сибир, А.М.Шаламянский. Особенности общего содержанияозона в северной и южной полярных областях ...................................................................... 64

В.Н.Смирнов. Особенности динамики и механики деформирования льдаАрктического бассейна ............................................................................................................... 73

П.В.Богородский, А.В.Марченко, А.В.Пнюшков. Основные закономерностизамерзания снежниц на многолетнем льду Арктического бассейна(по данным 23-го рейса НЭС «Академик Федоров») ............................................................. 85

О.М.Андреев, Б.В.Иванов. Параметризация вертикального распределения соленостиоднолетнего морского льда для задач термодинамического моделирования в Арктике .... 99

В.П.Шевченко, А.П.Лисицын, Р.Штайн, Н.В.Горюнова, А.А.Клювиткин, М.Д.Кравчишина,М.Кривс, А.Н.Новигатский, В.Т.Соколов, А.С.Филиппов, Х.Хаас. Распределение и составнерастворимых частиц в снеге Арктики ................................................................................ 106

В.В.Харитонов, В.А.Морев, В.Л.Кузнецов. О результатах исследования эволюцииконсолидированного слоя молодого тороса в высокоширотной арктическойэкспедиции на дрейфующей станции «Северный полюс-33» ............................................. 119

С.В.Фролов, А.Э.Клейн, В.Ю.Третьяков. Результаты использования цифровоготелевизионного комплекса для измерений толщины льда в Арктическом бассейнев 2004–2005 гг. .......................................................................................................................... 123С.В.Фролов, А.В.Юлин. Специализированное гидрометеорологическое обеспечениевысокоширотных рейсов НЭС «Академик Федоров» в 2000, 2004–2005 гг. ...................... 128

В.И.Бессонов, С.В.Фролов. Технологии поиска ледяных полей для организациидрейфующих станций в 2004–2005 гг. .................................................................................... 140

И.Е.Фролов, З.М.Гудкович, В.П.Карклин, Е.Г.Ковалев, В.М.Смоляницкий. Климатическиеизменения ледовых условий в арктических морях Евразийского шельфа ......................... 149

4

CONTENTS

Preface ........................................................................................................................................... 5

А.O.Andreev, М.V.Dukalskaya, S.V.Frolov. From history of the international polar year ............. 7I.E.Frolov, V.T.Sokolov, I.M.Ashik. Main resume and preliminary scientific resultsof 21st (August–October, 2004) and 23d (July–September, 2005) voyagesof RV «Akademik Fedorov» .......................................................................................................... 18I.E.Frolov, I.M.Ashik, V.T.Sokolov. Hydrophysical parameters of Arctic deep seanear-bottom layers in the Arctic Ocean ........................................................................................ 35A.E.Novikhin, V.M.Smagin. Influence of the Atlantic waters inflow on the nutrients verticaldistribution in the Arctic Ocean ...................................................................................................43

V.F.Radionov, Ye.I.Aleksandrov, N.N.Bryazgin. Meteorological conditions in circumpolar areaof the Arctic Ocean (results from the drifting stations «North Pole-32, 33, 34») ........................ 50

V.F.Radionov, E.N.Rusina, E.E.Sibir, A.M.Shalamyansky. Features of the total ozone contentin Northern and Southern polar areas .......................................................................................... 64

V.N.Smirnov. The features of dynamics and deformation mechanics of the Arctic Basin ice ...... 73

P.V.Bogorodsky, A.V.Marchenko and A.V.Pnyushkov. The main features of melt ponds freezingon multy-year Arctic sea ice (by observations during the 23-rd cruiseof RV «Akademik Fedorov») ........................................................................................................85O.M.Andreev, B.V.Ivanov. Parameterization of first-year sea ice vertical salinity distributionfor problems of thermodynamic modeling in Arctic regions ........................................................99

V.P.Shevchenko, A.P.Lisitzin, R.Stein, N.V.Goriounova, A.A.Klyuvitkin, M.D.Kravchishina,M.Kriews, A.N.Novigatsky, V.T.Sokolov, A.S.Filippov, C.Haas. Distribution and compositionof particulate matter in the Arctic snow ..................................................................................... 106V.V.Kharitonov, V.A.Morev, V.L.Kuznetsov. On the results of investigating the evolutionof the young ice ridge consolidated layer during the high-latitudinal Arctic expeditionat the «North Pole-33» drifting station ....................................................................................... 119S.V.Frolov, A.E.Klein, V.Yu.TretIakov. Results of using a digital TV complexfor ice thickness measurements in the Arctic Basin in 2004–2005 ............................................ 123

S.V.Frolov, A.V.Yulin. Special hydrometeorological providing for high latitude voyagesof RV «Akademik Fedorov» in 2000, 2004–2005 years ............................................................. 128

V.I.Bessonov, S.V.Frolov. Some technologies of looking for ice fields for drift science stationorganization in 2004–2005 years ................................................................................................ 140

I.E.Frolov, Z.M.Gudkovich, V.P.Karklin, Ye.G.Kovalev, V.M.SmolYanitsky. Climatic changesof ice conditions in the Arctic seas of the Euroasian shelf ......................................................... 149

5

ПРЕДИСЛОВИЕ

Публикуемые в настоящем сборнике статьи в основном отражают содержа-ние докладов, прочитанных и обсужденных на состоявшемся в Арктическом иантарктическом научно-исследовательском институте 21 марта 2006 года расши-ренном семинаре «Результаты исследований высокоширотной Арктики в пред-дверии Международного полярного года». Семинар был посвящен итогам иссле-дований высоких широт Арктики в период с 1998 до 2005 года, в области атмосфе-ры, гидросферы, морского льда, взаимодействия океана и атмосферы, охраны ок-ружающей среды, геологии.

Основным материалом научных исследований явились данные наблюденийи измерений, выполненных во время экспедиционных рейсов в Арктический бас-сейн Северного Ледовитого океана на борту НЭС «Академик Федоров» в 1998,2000, 2004 и 2005 годах, а также во время работы российских дрейфующих стан-ций СП-32, СП-33, СП-34. Полученные данные позволили оценить современноесостояние атмосферы, океана и ледяного покрова в высоких широтах Арктики,получить представление о характере и масштабе изменений термохалинного ре-жима вод Северного Ледовитого океана, уточнить сложившиеся представления опроцессах взаимодействия атмосферы, ледяного покрова и океана. Значительноевнимание на семинаре было уделено новым технологиям специализированногогидрометеорологического обеспечения плавания в высоких широтах Арктики, внемалой степени благодаря которому в августе 2005 года транспортное судно впер-вые в истории исследования Арктики достигло географической точки Северногополюса без ледокольной проводки.

Выполненные в 1998–2005 годах исследования высоких широт Арктики яви-лись основой для организации и планирования работ в период Международногополярного года 2007/08. Они позволили сформулировать главные задачи и опреде-лить главные вопросы, на которые предполагается получить ответ в ходе крупней-шего международного натурного эксперимента и связанных с ним исследований.

Открывается сборник статьей А.О.Андреева, М.В.Дукальской и С.В.Фроло-ва, содержащей краткий исторический обзор деятельности отечественных и зару-бежных исследователей в периоды Первого и Второго МПГ, а также МГГ.

В статье И.Е.Фролова, В.Т.Соколова и И.М.Ашика кратко описаны высоко-широтные арктические экспедиции, проходившие в 2004 и 2005 годах на бортуНЭС «Академик Федоров», даны сведения о районе работ экспедиций, основныхвидах проводившихся наблюдений и измерений, приведена общая характеристи-ка предварительных научных результатов исследований.

Помещенные в сборнике статьи могут быть объединены по нескольким на-правлениям, отражающим основные виды работ экспедиций в высоких широтахАрктики.

Статьи И.Е.Фролова, В.Т.Соколова, И.М.Ашика, а также А.Е.Новихина иВ.М.Смагина посвящены анализу современного состояния гидрофизических и

6

гидрохимических параметров вод Арктического бассейна Северного Ледовитогоокеана.

Результаты анализа метеорологических условий в высоких широтах Арктикии газового состава атмосферы в северной и южной полярных областях представле-ны в статьях В.Ф.Радионова, Е.И.Александрова, Н.Н.Брязгина, Е.Н.Русиной,Е.Е.Сибир и А.М.Шаламянского.

Широкий круг статей охватывает вопросы изучения ледяного покрова и еговзаимодействия с атмосферой и океаном. В статье В.Н.Смирнова рассматривают-ся результаты исследований особенностей динамики и механики деформирова-ния ледяного покрова, выполненных по данным измерений, проведенных на дрей-фующих станциях СП-32, СП-33 и СП-34. Статьи П.В.Богородского, А.В.Мар-ченко, А.В.Пнюшкова О.М.Андреева и Б.В.Иванова, посвященные изучению тер-модинамических процессов в ледяном покрове, являются прекрасной иллюстра-цией теоретического осмысления натурной информации и ее использования дляуточнения существующих моделей термодинамического состояния и эволюцииледяного покрова. В статье В.В.Харитонова, В.А.Морева и В.Л.Кузнецова пред-ставлены результаты исследований эволюции консолидированного слоя тороса,проводившихся на дрейфующей станции СП-33.

Любопытные результаты исследований распределения и состава нераствори-мых частиц в снеге Арктики приведены в статье В.П.Шевченко с соавторами.Снежный покров обладает рядом свойств, делающих его удобным индикаторомсостояния экосистемы, так как анализ накопившегося на поверхности льда снегадает возможность получить надежную количественную и качественную оценкупоступления эолового материала на поверхность моря.

Важнейшим проблемам специализированного гидрометеорологического обес-печения в Арктике посвящены статьи С.В.Фролова, А.В.Юлина, А.Э.Клейна,В.Ю.Третьякова и В.И.Бессонова. В статьях этих авторов отражено современноесостояние технологии наблюдения за ледяным покровом с помощью телеметри-ческого бортового комплекса, использование для составления ледовых карт ре-зультатов дистанционного зондирования земной поверхности, представлены орга-низация и структура системы специализированного гидрометеорологического обес-печения в Арктике, виды информационной продукции, оценка ее качества.

Заключительная статья сборника И.Е.Фролова, З.М.Гудковича, В.П.Каркли-на, Е.Г.Ковалева и В.М.Смоляницкого рассматривает одну из наиболее острыхпроблем, имеющую не только теоретическое, но и важное прикладное значение:проблему механизмов формирования климата Арктики, оценки его изменений впоследние десятилетия и прогноза изменений климата в XXI веке.

Научный редактор номера

канд. геогр. наук И.М.Ашик (ААНИИ)

7

2007 ПРОБЛЕМЫ АРКТИКИ И АНТАРКТИКИ № 75

УДК 947.1 (985)

А.О.АНДРЕЕВ1, М.В.ДУКАЛЬСКАЯ1, С.В.ФРОЛОВ2

1 Российский государственный музей Арктики и Антарктики2 ГНЦ РФ Арктический и антарктический научно-исследовательский институт

В статье представлен краткий исторический обзор проведения одного из выдающихсянаучных проектов – Международного полярного года. Представлены характеристики научныхпрограмм, экспедиций и результатов каждого проекта. Особое внимание уделено вкладу отече-ственных исследований.

ИЗ ИСТОРИИ МЕЖДУНАРОДНОГО ПОЛЯРНОГО ГОДА

Международный полярный год (МПГ) 2007/08 является четвертой комплек-сной программой научных исследований полярных районов, осуществляемой меж-дународным сообществом. Нынешний полярный год является преемником трехпредшествующих МПГ, поэтому, приступая к реализации его программы, зако-номерно обратиться к 125-летней истории проведения МПГ.

ПЕРВЫЙ МЕЖДУНАРОДНЫЙ ПОЛЯРНЫЙ ГОД (1882–1883 гг.)

К концу 70-х гг. XIX века центральная часть Арктики и Антарктика пред-ставляли собой белые пятна на карте мира. Экспедиции разных стран отправ-лялись в полярные районы преимущественно с целью географических откры-тий. Научные исследования, если они и проводились, являлись второстепен-ной задачей.

Идею международной программы научных исследований полярных областейсформулировал известный австрийский полярный исследователь Карл Вейпрехт(1838–1881 гг.). Он считал, что комплексные научные исследования в Арктике иАнтарктике возможно провести, лишь объединив усилия ученых ведущих миро-вых стран при финансовой поддержке их правительств. «Ближайшая задача иссле-дования полярных стран, – отмечал Вейпрехт в своем докладе «Основные прин-ципы арктических исследований» в 1875 г., – рисуется мне в настоящее время вследующем виде. Необходимо окружить северную полярную область кольцом стан-ций, на которых проводились бы одновременные, в течение одного года, при по-мощи одинаковых приборов и одинаковых методов, различные наблюдения. Уст-ройство хотя бы нескольких научных станций также и в Антарктике значительноповысило бы ценность результатов этой работы».

Идеи Вейпрехта были поддержаны созданной в 1872 г. Международной ме-теорологической организацией (ММО). Второй международный метеорологичес-кий конгресс, состоявшийся в Риме в 1879 г., рекомендовал правительствам стран –участниц ММО принять план Вейпрехта к реализации. В том же году была учреж-дена Международная полярная комиссия (МПК), первая конференция которойпрошла в Гамбурге. Целью МПК была организация исследовательской програм-мы, получившей название Международного полярного года.

Поступила 23 апреля 2007 г.

8

На второй конференции МПК, состоявшейся в Берне в 1880 г., председате-лем МПК был избран Г.И.Вильд (1833–1903 гг.) – выдающийся ученый и орга-низатор науки, академик Петербургской академии наук и директор Главной фи-зической обсерватории в Петербурге. Во время реализации программы Междуна-родного полярного года Вильд осуществлял координацию всех исследований.

На третьей конференции МПК, проведенной в Санкт-Петербурге в 1881 г.,были назначены сроки проведения работ (с августа 1882 г. по сентябрь 1883 г.) ипринята следующая программа исследований. В обязательный комплекс входилиежечасные метеорологические и магнитные наблюдения. В срочные (терминные)дни (1 и 15 числа каждого месяца) отсчеты по приборам должны были проводить-ся через каждые 5 минут, а в один из установленных часов – через 20 секунд.К числу обязательных относились также астрономические наблюдения и наблю-дения за полярными сияниями. В качестве дополнительных исследований реко-мендовалось проведение гидрографических, гидрологических, ботанических, зоо-логических и геологических наблюдений.

Значительную роль в подготовке Первого международного полярного годасыграла Павловская магнитно-метеорологическая обсерватория. Открытая 21 мая1878 г. обсерватория являлась в те годы образцовым метеорологическим учрежде-нием, оборудованным новейшими приборами. В этой обсерватории, а также вГлавной физической обсерватории была организована стажировка участников ряданациональных экспедиций. Там же осуществлялась и поверка приборов, предназ-наченных для наблюдений на полярных станциях.

В соответствии с программой Первого МПГ в Арктике были развернуты 12научно-исследовательских станций. По две полярные станции открыли Россия иСША, по одной – Финляндия (входившая в то время в состав Российской импе-рии), Германия, Австро-Венгрия, Великобритания, Швеция, Дания, Норвегия иГолландия.

Русские полярные станцииНачальником полярной станции Сагастырь в устье Лены был избран штабс-

капитан корпуса флотских штурманов Н.Д.Юргенс. Кроме Юргенса, в состав эк-спедиции вошли доктор медицины и естествоиспытатель А.А.Бунге, впоследствииполучивший известность как исследователь Новосибирских островов, кандидатматематики А.Г.Эйгнер, а также пятеро нижних чинов.

16 декабря 1881 г. экспедиция из Санкт-Петербурга отправилась к месту на-значения и 7 августа 1882 г., спустя почти 8 месяцев после начала путешествия,достигла дельты реки Лена. Здесь, на южном берегу острова Сагастырь, была уст-роена станция. Первые метеорологические наблюдения были проведены 19 (31 поновому стилю) августа, и с этого времени в течение 22 месяцев они проводилисьежечасно. К систематическим магнитным наблюдениям участники экспедицииприступили только 19 октября 1882 г. Кроме обязательных наблюдений, участни-ки экспедиции занимались обследованием дельты Лены. Наиболее длительныепоходы были предприняты А.А.Бунге, который собрал значительные коллекцииминералов и растений.

Спустя полгода после начала работы по просьбе Русского географическогообщества было принято решение о продлении работы станции по прежней про-грамме еще на один год. 26 июня 1884 г. участники экспедиции на шлюпкахпокинули остров Сагастырь.

Вторая русская станция (Малые Кармакулы) работала на западном берегуЮжного острова Новой Земли. Руководил работой станции лейтенант К.П.Анд-реев. Кроме него, в экспедиции участвовали мичман Д.А.Володковский, заведую-щий Кронштадтской астрономической обсерваторией В.Е.Фусс, врач Л.Ф.Грине-

9

вецкий, студент Петербургского университета Н.В.Кривошея и пятеро нижнихчинов.

4 августа 1882 г. участники экспедиции на пароходе «Чижов» прибыли вМалокармакульскую бухту Новой Земли, где еще в 1877 г. русскими властямибыла основана спасательная станция. 20 августа (1 сентября по новому стилю)1882 г. на станции начались регулярные метеорологические и магнитные наблю-дения. Во время зимовки врач экспедиции Л.Ф.Гриневецкий в сопровождениидвоих ненцев на собачьих упряжках пересек остров от западного берега до Карс-кого моря. Описание внутренней части острова, сделанное Гриневецким, былопервым описанием этого района.

В июне 1883 г. в Малокармакульскую бухту пришли промысловые суда по-моров, которые доставили почту. На одной из шхун участниками экспедиции былпроведен поход в район пролива Маточкин Шар, во время которого были собраныгеологические, ботанические и зоологические коллекции, переданные затем Пе-тербургской академии наук.

1 сентября 1883 г. на станции были проведены последние наблюдения.

Дрейф «Варны» и «Димфны» в Карском мореПо программе Первого МПГ с разрешения русского правительства Голландия

брала на себя обязательство открыть полярную станцию на о-ве Диксон. В июле1882 г. парусно-моторное судно «Варна» с коллективом зимовщиков полярной стан-ции вышло из Амстердама. Руководил экспедицией доктор М.Снеллен. В районепролива Карские Ворота «Варна» попала в сплошные льды, после чего дрейфующи-ми льдами ее вынесло в Карское море. В это время в том же районе Карского моряв дрейфе находилась датская шхуна «Димфна». Судам удалось сблизиться, некото-рое время они дрейфовали вместе. В декабре из-за усилившейся течи корпуса суднаэкипаж и участники экспедиции перебрались на борт «Димфны». 24 июля во времясжатия льдов «Варна» получила сильные повреждения и затонула.

В августе 1883 г. личный состав экспедиции покинул борт гостеприимной«Димфны» и на нартах, а затем и на шлюпках добрался до побережья о-ва Вайгач.Вскоре в Югорском Шаре люди были подобраны судами, находившимися побли-зости, и доставлены в Норвегию. В сентябре 1883 г. «Димфна», освободившись изледового плена, своим ходом ушла в Норвегию.

Метеорологические наблюдения, выполненные на дрейфующих судах с по-мощью точно проверенных инструментов в течение целого года, внесли суще-ственный вклад в реализацию программы Первого МПГ. Значительный интересдля науки представляли данные о дрейфе судов, характеризующие схему теченийи движения льдов в этом районе моря. Опыт организации научной работы надрейфующем льду был использован при организации экспедиции на «Фраме» исоветских станций СП.

Итоги Первого МПГВ работах по программе Первого МПГ приняли участие 14 полярных стан-

ций, 32 обсерватории и ряд метеорологических станций стран Европы, Азии,Африки, Австралии, Северной и Южной Америки. Все результаты наблюдений настанциях МПГ были обобщены и опубликованы в 36 томах. В 1884 г. в Венесостоялась конференция МПК, которая подвела итог исследований по программеМПГ и дала ему положительную оценку.

К сожалению, все станции по завершении программы МПГ закрылись, по-этому результаты наблюдения за столь короткий период не представляли ценнос-ти для климатологии. Однако для того времени полученные данные имели важноезначение и были использованы многими учеными для развития метеорологичес-кой науки. МПГ явился первым глобальным научным проектом такого масштаба,

10

и организационный опыт, полученный при выполнении его программы, труднопереоценить. Впоследствии он был неоднократно востребован при реализацииболее крупных научных программ.

ВТОРОЙ МЕЖДУНАРОДНЫЙ ПОЛЯРНЫЙ ГОД (1932–1933 гг.)

За прошедшие после проведения Первого МПГ годы исследования поляр-ных районов значительно продвинулись вперед. Этому способствовало бурноеразвитие науки и техники в конце XIX – начале ХХ в. Были построены ледоколыи суда ледового класса. Для доставки грузов в труднодоступные районы, проведе-ния ледовой разведки и проводки судов стали использоваться самолеты. Развитиерадиосвязи позволило связать метеорологические станции, в том числе и поляр-ные, в единую, оперативно работающую сеть. Значительно изменились и пред-ставления об атмосферных процессах, активно развивалась метеорология.

В 1927 г. президент Германской морской обсерватории в Гамбурге Х.Доминики сотрудник этой же Обсерватории доктор И.Георги высказали идею о проведенииВторого МПГ. В сентябре 1929 г. в Копенгагене была организована Международнаякомиссия по его проведению. В работе комиссии приняли участие представители10 стран. Председателем комиссии стал датский геофизик профессор Д. Ла Кур.

В СССР для организации научных работ в период Второго МПГ был созданКомитет, который возглавил руководитель Гидрометслужбы страны А.Ф.Ванген-гейм. Секретарем Комитета был избран Н.Н.Зубов. В работе Комитета принялиучастие известные советские ученые: О.Ю.Шмидт, Ю.И.Шокальский, В.Ю.Визе,П.А.Молчанов, В.В.Шулейкин, М.А.Бонч-Бруевич и др.

Международной полярной комиссией была разработана программа исследо-ваний, согласно которой основной задачей проведения Второго МПГ являлосьизучение циркуляции атмосферы в полярных районах, прежде всего в Арктике.Для этого планировалась организация одновременных наблюдений на сети по-лярных станций и морских судах.

Программа МПГ включала в себя метеорологические и астрономическиенаблюдения, исследование солнечной радиации, атмосферного электричества, зем-ного магнетизма, наблюдения за полярными сияниями и распространением ра-диоволн, работы по гляциологии и океанографии. На ряде станций планирова-лось проведение дополнительных метеорологических наблюдений, например спе-циальных наблюдений за облаками в международные облачные дни. Большое зна-чение придавалось актинометрическим наблюдениям на полярных станциях. Впер-вые была разработана программа исследования свободной атмосферы, включаю-щая в себя запуск змеев и шаров с метеорографами, шаров-пилотов, а также ра-диозондирование. Радиозонд был разработан советским ученым П.А.Молчано-вым, его первый запуск состоялся в 1930 г. в Павловске.

Арктические станции Второго МПГСо стороны СССР в работе по программе Второго МПГ участвовало 92 стан-

ции, из них 33 – новые. Были построены станции в бухте Тикси, на мысе Челюс-кин, мысе Северном (сейчас мыс Шмидта) и др. Станция на острове Рудольфа(Земля Франца-Иосифа), расположенная на 81°48′ с.ш., стала самой северной гидро-метеорологической станцией в мире.

Одной из советских полярных станций, работавших по программе ВторогоМПГ, была обсерватория в бухте Тихой на острове Гукера (ЗФИ). Обсерваториябыла снабжена самым современным по тем временам оборудованием. На нейимелась мощная радиостанция и электростанция, метеорологическая площадка,геофизические павильоны. Проводились геофизические, метеорологические на-блюдения, наблюдения за распространением радиоволн, а также радиозондирова-ние, с помощью которого был получен 31 температурный профиль атмосферы до

11

высоты 11,5 км. Зимовщики совершили ряд пеших и санных походов на близле-жащие острова, во время которых проводилась топографическая и магнитная съемкаместности.

По программе Второго МПГ в Арктике работали полярные станции Авст-рии, Великобритании, Германии, Голландии, Дании, Исландии, Канады, Норве-гии, США, Польши, Финляндии, Франции и Швеции. Значительная часть стан-ций располагалась в Гренландии, на острове Шпицберген и на Аляске. Кромеобязательных, на ряде станций были выполнены и специальные наблюдения. Наголландской и датской станциях в Рейкьявике (Исландия) проводилось исследо-вание верхних слоев атмосферы при помощи подъема самопишущих приборов насамолете, а также пилотные наблюдения за облачностью.

Морские экспедицииВ 1932–1933 гг. в Арктике, кроме полярных станций, работали морские экс-

педиции, организованные в рамках МПГ. СССР провел 26 морских экспедиций сцелью гидрологического исследования Арктического бассейна и прилегающихчастей Мирового океана.

Большой вклад в исследования Баренцева и Карского морей внесли экспе-диции Государственного океанографического института (ГОИН). В 1932–1933 гг.в Баренцевом море и на разрезе по Кольскому меридиану (33°30′в.д.) работалошесть экспедиций ГОИН на судне «Книпович». В этом же районе и на разреземыс Нордкап – мыс Зюйдкап проводили исследования экспедиции на э/с «Пер-сей». Во время экспедиций производились также попутные метеорологическиенаблюдения.

Из других экспедиций этого времени следует отметить экспедицию Главногогидрографического управления на г/с «Таймыр» (руководитель А.М.Лавров), в 1932 г.проводившую гидрологические и гидрографические исследования в северной ча-сти Карского моря, и экспедицию Всесоюзного арктического института (ВАИ) наледокольном пароходе «Малыгин» (начальник Н.В.Пинегин), занимавшуюся изу-чением гидрологического режима северной части архипелага Земля Франца-Иоси-фа, сбором картографических материалов ЗФИ, исследованиями по гидрохимии ив области атмосферного электричества.

Основной задачей ряда проводимых в это время экспедиций являлась сменаполярников на станциях, доставка оборудования и продовольствия. Однако науч-ный состав экспедиций выполнял и наблюдения по программе МПГ. Так, в задачиэкспедиции ВАИ на ледокольном пароходе «Русанов» в 1932 г., кроме постройкирадиостанции на мысе Челюскин и смены полярников на острове Домашнем, вхо-дило обследование Североземельских проливов и организация высокогорной гля-циологической станции на Новой Земле. Руководил экспедицией Р.Л.Самойлович.

Из иностранных морских экспедиций в Арктику следует отметить немецкуюэкспедицию на исследовательском судне «Метеор», работавшую летом 1933 г.Основная задача экспедиции заключалась в исследовании Восточно-Исландскоготечения и Гренландского моря. С судна производились запуски шаров-пилотов ирадиозондов, метеорологические наблюдения выполнялись по программе МПГ.

Кроме того, попутные метеорологические наблюдения по программе МПГосуществлялись также на некоторых рыболовецких и промысловых судах.

Экспедиция на ледокольном пароходе «А. Сибиряков»Одним из значительных событий Второго МПГ стал поход ледокольного па-

рохода «А.Сибиряков» по Северному морскому пути из Архангельска во Владиво-сток за одну навигацию. Руководителем похода был назначен директор ВАИО.Ю.Шмидт, капитаном «Сибирякова» стал известный полярный капитан В.И.Во-ронин. В экспедиции приняли участие П.П.Ширшов, Я.Я.Гаккель, А.Ф.Лактио-

12

нов и др. Научной программой экспедиции руководил В.Ю.Визе, программойпредусматривалось проведение гидрофизических, гидрологических, гидробиоло-гических, геомагнитных, геологических и геодезических исследований.

«Сибиряков» вышел из Архангельска 28 июля 1932 г. Во время плавания под-держивалась радиосвязь с полярными станциями Карского моря, обеспечивавшимиэкспедицию данными о ледовой обстановке. 13 августа пароход подошел к о-ву До-машний архипелага Северная Земля, где произошла встреча с группой зимовщиковво главе с Г.А.Ушаковым. Сведения о ледовой обстановке в районе Северной Зем-ли, а также карта архипелага, составленная Н.Н.Урванцевым, стали основой дляпринятия решения о дальнейшем маршруте похода – в обход архипелага с севера.В начале сентября в Чукотском море пароход попал в тяжелые льды, при движении вкоторых был обломан кусок гребного вала. Пароход остался без управления и сталдрейфовать вместе со льдом в сторону Берингова пролива, затем направление дрейфасменилось на обратное. Руководством экспедиции было принято решение ставитьпаруса, и 1 октября под парусами «Сибиряков» вышел в Берингов пролив. Впервые вистории Северный морской путь был пройден за одну навигацию.

Гляциологические исследованияОдной из составляющих советской программы Второго МПГ были гляцио-

логические исследования на ледниках. Исследования проводились не только вАрктике, но и во внеполярной зоне СССР. Программа включала в себя стацио-нарные наблюдения за ледниками на высокогорных станциях и экспедиции врайон ледников, во время которых производились метеорологические, гидрологи-ческие, гляциологические и геоморфологические наблюдения.

Ледниковые экспедиции работали на Урале, Алтае, Кавказе и в Средней Азии.Во время их проведения были детально исследованы и нанесены на карту неизвест-ные ранее высокогорные районы, открыты новые ледники. Существенный вклад висследование ледникового покрова в Арктике внесла работавшая на Новой Землегляциологическая экспедиция под руководством М.М.Ермолаева, во время которойбыли проведены сейсмометрические определения толщины материкового льда.

Исследования в АнтарктикеВ Антарктике, в отличие от Арктики, исследования по программе Второго

МПГ не носили столь масштабного характера. В 1932–1933 гг. в южной полярнойобласти работали экспедиции США, Великобритании, Норвегии и Австралии. Наостровах в Субантарктике действовало несколько научных станций.

В начале 1934 г. на шельфовом леднике Росса второй антарктической экспе-дицией Р.Бэрда была открыта станция Литл-Америка II, которая также работалапо программе МПГ. Участники наземных походов экспедиции провели геологи-ческие исследования и сделали ряд географических открытий.

Ценный вклад в исследование Антарктики внесла Норвегия, организовав-шая метеорологические наблюдения по программе МПГ на 10 китобойных судах,работавших в антарктических водах.

Итоги Второго МПГВ работе Второго МПГ приняли участие 44 государства. Результатом МПГ

явилось большое количество метеорологических, аэрологических, гидрологичес-ких, геофизических и других данных, которые легли в основу многочисленныхнаучных трудов. Например, по данным, полученным советскими морскими экс-педициями, была построена подробная карта Карского моря и его проливов, раз-работаны первые ледовые прогнозы для арктических морей.

Многие станции, созданные к началу МПГ, продолжили работу и после егоокончания. Таким образом, МПГ способствовал развитию сети научно-исследо-вательских станций.

13

Поход «Сибирякова» по Северному морскому пути положил начало его ис-пользованию в качестве действующей транспортной магистрали. 17 декабря 1932 г.было организовано Главное управление Северного морского пути, и уже к концу1930-х гг. по СМП начались регулярные коммерческие перевозки.

МЕЖДУНАРОДНЫЙ ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ ГОД (1957–1958 ГГ.)

После окончания Второго МПГ началось бурное освоение полярных райо-нов. В Арктике успешно работали советские исследователи. 21 мая 1937 г. былаоткрыта первая советская дрейфующая станция СП-1, положившая начало комп-лексным научным исследованиям Центрального Арктического бассейна с дрей-фующего льда.

Вторая Мировая война прервала международные исследования. Однако ужек концу 1940-х гг. усилиями США, Великобритании, Аргентины и Чили началосьосвоение Антарктики, в прибрежных районах ледяного континента и на островахбыли созданы постоянно действующие научные станции. Наиболее значительнойэкспедицией этого времени стала четвертая экспедиция Р.Бэрда, в которой при-нимало участие около 4000 человек и было задействовано 13 военных кораблей,несколько самолетов и вертолетов. Экспедицией была основана научная база настанции Литл-Америка, проведены исследования по океанографии, метеороло-гии, геологии, гляциологии и др.

Продолжились советские исследования в Арктике. В 1950 г. была открыта дрей-фующая станция СП-2, а с 1954 г. дрейфующие станции стали работать постоянно.В антарктических водах с 1946 г. попутные гидрометеорологические исследованиясистематически велись участниками рейсов китобойной флотилии «Слава».

К середине ХХ в. технический прогресс предоставил новые возможности длямеждународного сотрудничества в области геофизических исследований. Былипостроены мощные морские суда и самолеты, созданы новые средства связи. Раз-витие радиоэлектроники привело к появлению принципиально новых приборов иоборудования – были сконструированы дистанционные метеорологические и гид-рологические станции. Совершенствовалась ракетная техника, метеорологичес-кие ракеты использовались для зондирования верхних слоев атмосферы. Мир сто-ял на пороге космической эры. Появление первых электронно-вычислительныхмашин позволяло решить проблему обработки и хранения научных данных.

В 1950 г. известный английский геофизик Л.Беркнер предложил организоватьновую международную исследовательскую программу, но не ограничиваться поляр-ными областями, а распространить ее на весь земной шар. Это предложение былоподдержано Всемирной метеорологической организацией. В октябре 1951 г. Между-народный совет научных союзов при ООН принял решение об организации такойпрограммы, которая получила название Международного геофизического года (МГГ).Программы МГГ было решено осуществлять в течение 18 месяцев – с 1 июля 1957 г.по 31 декабря 1958 г. 1957 год должен был стать годом рекордно высокой солнечнойактивности, поэтому исследования в этот период представляли большой интерес длягеофизиков. Для руководства и координации работ был учрежден Специальный ко-митет МГГ (СК МГГ), который возглавил С.Чэпмен.

В 1956 г. Президиумом АН СССР был создан Советский комитет по прове-дению МГГ. Его председателем стал вице-президент АН СССР академик И.П.Бар-дин. В деятельности комитета активное участие принимали В.В.Белоусов, П.К.Ев-сеев, Г.А.Авсюк, Е.К.Федоров, В.Г.Корт, А.А.Афанасьев, Е.И.Толстиков, М.М.Со-мов, А.М.Обухов, П.А.Гордиенко и многие другие. При Комитете было организо-вано 14 экспертных комиссий по всем разделам программы МГГ.

Главной задачей, решению которой посвящался МГГ, было получение гео-физических данных о всей планете в целом и заполнение пробелов в знаниях об

14

отдельных регионах, в том числе полярных и экваториальных. Каждая страна,участвующая в МГГ, брала на себя обязательства по исследованию конкретногорайона земного шара. СССР должен был проводить наблюдения в советском сек-торе Арктики и в Антарктике. Всего в программе МГГ приняли участие более10000 ученых из 67 стран мира, работавшие в экспедициях, а также на научныхстанциях, общее число которых составляло около 6000, из них 500 советских. К учас-тию в МГГ были привлечены уже имеющиеся научные станции и обсерватории, атакже построено значительное количество новых, оборудованных самыми совре-менными приборами. При этом больше всего станций располагалось вдоль мери-дианов 10°, 75°, 110° и 140° в.д. и 80° з.д.

Программа МГГ включала в себя гидрометеорологические наблюдения настанциях и судах, исследования ионосферы, в том числе с помощью ее вертикаль-ного зондирования. В полярных районах были запланированы наблюдения заполярными сияниями и свечением ночного неба, в ледниковых – широкий круггляциологических исследований. В целях изучения Мирового океана планирова-лось предпринять 26 экспедиций на 70 научно-исследовательских судах. Специ-ально оборудованные обсерватории должны были проводить астрономическиенаблюдения. Предусматривалась гравиметрическая съемка различных районов, втом числе и Антарктического материка. Существенное внимание в программе уде-лялось исследованию солнечной активности и геомагнетизма.

Впервые было запланировано исследование верхних слоев атмосферы припомощи ракет и искусственных спутников Земли. Запуск ракет должен был осу-ществляться с суши (в США, СССР, Японии, Франции и Англии), а также снекоторых судов в экваториальной и полярных областях. Искусственные спутни-ки Земли в рамках МПГ планировали запустить СССР и США.

Наблюдения должны были вестись в стандартные сроки. Для случаев, когданеобходимы были более частые и детальные наблюдения, СК МГГ разработалсистему специальных сигналов научным станциям. Такие сигналы посылались,например, если ожидались крупные возмущения на Солнце. Кроме того, был ут-вержден календарь мировых дней и интервалов времени, в которые необходимобыло производить учащенные наблюдения. Координацией наблюдений и опове-щениями занимались четыре региональных центра. Для сбора и хранения данныхбыли организованы Мировые центры данных, в том числе в СССР и США.

Исследования в АнтарктикеВесной 1954 г. на заседании Специального комитета МГГ было отмечено,

что «Антарктида является наиболее важной частью земного шара для проведенияинтенсивных исследований в период Международного геофизического года». Про-грамма МГГ предусматривала создание в южной полярной области густой сетинаучных станций, а также проведение морских экспедиций. В решении этих задачприняли участие СССР, США, Великобритания, Франция, Бельгия, Австралия,Аргентина, Чили, Норвегия, Япония, Новая Зеландия и ЮАР.

Советские антарктические исследования начались в 1955 г. Первая комплекс-ная антарктическая экспедиции (КАЭ) под руководством М.М.Сомова состоялаиз морской части, выполнявшей исследования в прибрежных водах Антарктиды иоткрытых районах Мирового океана, и континентальной части, в задачи которойвходило устройство антарктических станций. Базой советских антарктических экс-педиций стала обсерватория Мирный, открытая в начале 1956 г. В том же годубыли построены станции Пионерская и Оазис.

Непосредственно в решении задач по программе МГГ участвовали Вторая(1956–1957 гг.) и Третья (1957–1959 гг.) КАЭ. Во время Второй КАЭ (руководи-тель А.Ф.Трешников) были расширены уже имеющиеся станции и построеныновые – Комсомольская, Восток-1 и Восток в районе Южного геомагнитного по-

15

люса на высоте 3500 м над уровнем моря. Третья КАЭ (руководитель Е.И.Толсти-ков) проводила научные наблюдения на станциях Мирный, Пионерская, Оазис иВосток. Был совершен поход из поселка Мирный через станции Пионерская иКомсомольская по направлению к центру Антарктиды, во время которого на вы-соте 3570 м над уровнем моря была создана станция Советская. 14 декабря 1958 г.санно-гусеничный поезд достиг Полюса относительной недоступности, где былаоткрыта временная база, впоследствии ставшая промежуточной для внутриконти-нентальных походов. Морской частью экспедиций была выполнена съемка от-дельных участков берегов Антарктиды, проводились комплексные океанографи-ческие и гидрографические исследования. Советская антарктическая экспедициябыла наибольшей по числу ее участников и объему научных исследований.

Одновременно с советскими исследователями приступили к организацииантарктических научных станций и ученые других стран. В 1958 г. в Антарктиденасчитывалось 48 научных станций, на которых зимовало около 900 человек. Наи-большее количество станций располагалось на Антарктическом полуострове и наберегу моря Уэдделла.

Значительный вклад в исследование Антарктиды внесли ученые США. Вовремя МГГ в Антарктиде и в водах Южного океана работала американская экспе-диция «Дипфриз», в которой участвовало несколько тысяч человек, одним из ееруководителей был Р.Бэрд. Американские исследования осуществлялись на семинаучных станциях – двух внутриконтинентальных и пяти прибрежных. Основ-ной базой американских экспедиций была станция Мак-Мердо, открытая в 1955 г.,а главной научной станцией – Литл-Америка V. В 1957 г. на Южном полюсе былаоткрыта станция Амундсен-Скотт.

Больше всего научных станций в Антарктике имела Великобритания, в 1957 г.их насчитывалось 15. В арктической и субарктической зоне работали десять стан-ций Аргентины и девять станций Чили.

Многие антарктические станции в период 1957–1958 гг. стали базами дляпроведения внутриконтинентальных походов. Во время таких походов велись раз-личные научные исследования, в том числе гляциологические. Британская экспе-диция под руководством В.Фукса впервые осуществила переход со станции Шеклтончерез Южный полюс на побережье моря Уэдделла, финишировав на станции Скотт,расположенной на противоположном конце материка, и преодолев расстояние в3882 км.

Исследования в АрктикеШироко развернулись исследования и в Арктике, где по программе МГГ

работало 50 полярных станций различных стран, из них 33 – советские, в томчисле станции на островах Диксон, Котельный, Врангеля, Четырехстолбовой,Преображения, на мысе Челюскин и Уэллен. Самая крупная из советских стан-ций – обсерватория Дружная – была открыта в 1957 г. на о-ве Хейса (ЗФИ).Кроме комплекса метеорологических и аэрологических наблюдений, в обсервато-рии проводились озонометрические, ионосферные, магнитные, астрономическиеи другие научные исследования, осуществлялись регулярные запуски метеороло-гических ракет. Из 88 метеорологических ракет, выпущенных в различных райо-нах СССР в период МГГ, 35 были запущены в высоких широтах.

Кроме полярных станций, во время проведения МГГ в Арктике работали трисоветские и две американские дрейфующие станции. 15 апреля 1956 г. на ледяномострове в Северном Ледовитом океане была открыта станция СП-6, которая рабо-тала 1252 дня до 14 сентября 1959 г. 23 апреля 1957 г. в районе к северо-востокуот острова Врангеля была открыта вторая станция – СП-7. Ее дрейф продолжалсяв течение 718 дней, станция завершила работу 11 апреля 1959 г. По программеМГГ работала и станция СП-8, открытая уже позже его официального заверше-

16

ния – в апреле 1959 г. На всех дрейфующих станциях имелся полный комплекссамого современного оборудования для проведения всесторонних исследований,в том числе приборы для магнитных наблюдений, разработанные специально дляприменения в высоких широтах. В марте 1957 г. в Арктическом бассейне США наледяном острове была открыта американская дрейфующая станция «Браво», кото-рая просуществовала до 1961 г. В апреле 1957 г. американцы открыли еще однустанцию – «Альфа», работавшую до ноября 1958 г.

Океанографические исследования в Арктике проводились как на прибреж-ных полярных станциях, так и в морских экспедициях. Советские морские экспе-диции работали в Норвежском, Гренландском, Чукотском и Беринговом морях.В 1956–1958 гг. в Карском море работала советская океанографическая экспеди-ция, занимавшаяся гидрологической съемкой и съемкой течений. В ней впервыебыл применен метод постановки автономных буйковых станций с подвешеннымисамописцами течений. С 1956 г. США начали применять в Арктике автоматичес-кие гидрометеорологические станции, снабженные датчиками температуры и дав-ления воздуха, а также направления и скорости ветра.

Гляциологические исследования в Советской Арктике проводились на ЗФИи Новой Земле. Для выполнения плана работ в период МГГ на ЗФИ работалиэкспедиция Института географии АН СССР, Десятая гидрографическая экспеди-ция Главсевморпути, геологическая экспедиция НИИГА.

Запуск искусственного спутника ЗемлиЦентральным событием МГГ является запуск в СССР первого в мире искус-

ственного спутника Земли. 30 июля 1955 г. Правительство СССР объявило о сво-их планах запустить в рамках МГГ искусственный спутник Земли. 4 октября 1957 г.стало датой, открывающей новую эру не только в области наук о Земле, но и вистории человечества в целом. 15 мая 1958 г. на орбиту была выведена первая вмире научная геофизическая лаборатория для исследования космического про-странства «Спутник-3». Она исследовала давление и состав верхних слоев атмо-сферы Земли, магнитное поле, метеорную обстановку, концентрацию заряжен-ных частиц, взаимодействие солнечного излучения с верхними слоями атмосферыЗемли и подтвердила существование радиационных поясов.

В США 26 июля 1958 г. осуществлен пуск ракеты-носителя «Jupiter-C», кото-рая вывела на околоземную орбиту спутник для исследований магнитосферы Зем-ли «Explorer-4». В наблюдениях за спутниками принимали участие 66 специаль-ных станций и все астрономические обсерватории на территории СССР, а такжеряд зарубежных обсерваторий.

Итоги МГГМеждународный геофизический год по числу участников и выполненным

исследованиям стал самым крупным международным проектом середины ХХ века.Хорошо продуманная и организованная система наблюдений позволила получитьуникальные геофизические данные о планете в целом. Применение ракетной тех-ники и спутников привело в дальнейшем к коренному изменению методики гео-физических исследований и открыло новые возможности для изучения Земли иоколоземного пространства.

МГГ стимулировал дальнейшее развитие средств автоматики и телемехани-ки. Были созданы электронно-вычислительные машины, позволившие в кратчай-шие сроки собрать и обработать результаты наблюдений. Созданные во времяМГГ Мировые центры данных (МЦД) обеспечили широкому кругу ученых доступк этим результатам для сопоставления данных. За три года после начала МГГ вМЦД поступило со всех континентов около 1 млн единиц хранения. Научныерезультаты МГГ публиковались в международных «Анналах МГГ».

17

Несомненным успехом МГГ стало плодотворное научное сотрудничестворазличных государств, которое заложило основу для будущих крупных междуна-родных проектов. Важнейшим политическим итогом МГГ стал Договор об Антарк-тике, подписанный 1 декабря 1959 г. представителями 12 государств, участвовав-ших в антарктических исследованиях по программе МГГ. В дальнейшем к Дого-вору присоединились и другие государства. Главным принципом Договора явля-ется использование Антарктиды исключительно в мирных целях.

Краткий обзор программ МПГ/МГГ показывает, какой впечатляющий путьпрошла геофизическая наука за 125 лет. Несомненно, множество открытий и ис-следований было выполнено вне программ МПГ/МГГ, однако каждая осуществ-ленная программа придавала значительный импульс изучению полярных облас-тей. Концентрация научных сил, применение самых современных технологий,щедрое финансирование – все это существенно повышало уровень исследованийи создавало задел для развития науки и техники в последующие годы.

Отрадно, что наша страна внесла значительный, а зачастую и определяющийвклад в успех реализации всех ранее проводимых МПГ. Существуют хорошие пред-посылки того, что начинающийся Международный полярный год 2007/08, орга-низованный по инициативе России, впишет новую яркую страницу в историюМПГ и отечественных полярных исследований.

А.О.АNDREEV, М.V.DUKALSKAYA, S.V.FROLOV

FROM HISTORY OF THE INTERNATIONAL POLAR YEAR

The paper contains a brief historical overview of carrying out one of the most outstanding scientificprojects – the International Polar Year. The characteristics of scientific programs, expeditions andresults of every project are presented. Special attention is paid to the contribution of national studies.

18


УДК 551.46.06УДК 551.46.073(268)

И.Е.ФРОЛОВ, В.Т.СОКОЛОВ, И.М.АШИК

ГНЦ РФ Арктический и антарктический научно-исследовательский институт

ОСНОВНЫЕ ИТОГИ И ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ НАУЧНЫЕРЕЗУЛЬТАТЫ ДВАДЦАТЬ ПЕРВОГО (АВГУСТ–ОКТЯБРЬ 2004 Г.)И ДВАДЦАТЬ ТРЕТЬЕГО (ИЮЛЬ–СЕНТЯБРЬ 2005 Г.) РЕЙСОВ

НАУЧНО-ЭКСПЕДИЦИОННОГО СУДНА «АКАДЕМИК ФЕДОРОВ»

В статье кратко изложены основные цели и задачи высокоширотных экспедиций, прохо-дивших в 2004 и 2005 годах на борту НЭС «Академик Федоров», даны сведения о районе работэкспедиций, основных видах проводившихся наблюдений и измерений, приведены предваритель-ные научные результаты исследований.

Решающее значение для стабилизации и развития деятельности России вМировом океане имеет возобновление национальных экспедиционных исследова-ний в отечественных морях и на прилегающих акваториях Мирового океана. Такиеисследования составляют основу изучения, мониторинга и освоения океана. Комп-лексные исследования российских арктических морей имеют особое значение всвязи с потребностями растущего природопользования в Арктике и охраны ее окру-жающей среды. Важной частью исследований природопользования арктическихморей является изучение взаимодействия транспортных средств и технических средствдобычи полезных ископаемых с окружающей средой и в частности с ледяным по-кровом, анализ эксплуатации оборудования при низких температурах.

Природные процессы в системе «арктические моря – Арктический бассейн –Мировой океан» во многом определяют естественные и антропогенные изменениясовременного климата. Арктический бассейн СЛО является одним из ключевыхрегионов климатической системы не только Арктики, но и всего Северного полу-шария. Вертикальная структура вод Арктического бассейна СЛО является объек-тивным интегральным индикатором, отражающим процессы тепло- и массообменаСеверного Ледовитого океана с Атлантическим и Тихим океанами. Процессы фор-мирования и трансформации водных масс, водо-, тепло- и солеобмена в глубинныхслоях Арктического бассейна СЛО считаются важной составляющей процессов,оказывающих влияние на взаимодействие арктической и глобальной климатичес-кой систем. Однако до настоящего времени нет достаточно аргументированныхколичественных оценок вклада этой составляющей в формирование климата. Невполне ясна и картина распределения и трансформации водных масс в СеверномЛедовитом океане, сложившаяся в последнее десятилетие XX – начале XXI вв.

Приоритетность экспедиционных работ в Арктическом бассейне СЛО и арк-тических морях обусловлена экономическими интересами России на шельфеМирового океана, связанными с перспективами разработки нефтегазоносных ме-сторождений в данных районах. Наличие достоверных данных о динамике тече-ний, гидрологических и гидрохимических параметрах вод, ледовом и ветроволно-

Поступила 14 мая 2007 г.

19

вом режимах является необходимой предпосылкой для успешной реализации хо-зяйственных проектов, связанных с освоением шельфовых зон. Важной приклад-ной частью этих исследований является получение базовых знаний для разработ-ки технических проектов транспортных средств, в частности проектирование ипостройка нового крупного научно-экспедиционного судна, запланированныеПостановлением Правительства РФ от 02.06.2005 на 2007–2010 гг.

Повышенное внимание к региону Арктического бассейна СЛО и арктичес-ким морям обусловлено также тем, что они, обладая высоким биоресурсным по-тенциалом, в наибольшей степени подвержены антропогенной нагрузке (загряз-нители, переносимые атлантическими водами, стоками Печоры, Оби, Енисея, Леныи других крупных рек, радиоактивные захоронения на шельфе). В связи с этимчрезвычайно своевременными являются надежные прогностические оценки эко-логического состояния региона в условиях ожидаемого увеличения антропоген-ной нагрузки. Такие оценки могут быть сделаны лишь на основе подробных на-турных данных о современном экологическом состоянии основных компонентовбиоты региона Арктического бассейна СЛО и морей Западного сектора Арктики.

Арктика привлекает все больше внимания приарктических государств и меж-дународных организаций и является ареной реализации национальных и многихмеждународных программ, в которых необходимо участие России как самого круп-ного приарктического государства. Национальным интересам России наиболеесоответствуют собственные российские исследованиях в зоне ее экономических иоборонных интересов, которые до 1990-х гг. выполнялись в широком объеме. В пос-ледние годы, однако, новые данные поступали, главным образом, от совместных сзарубежными партнерами экспедиций. Вместе с российскими исследованиями вАрктическом бассейне и Западной Арктике эти работы создают редкую возмож-ность для одновременного получения данных о локальных и крупномасштабныхпроцессах и структурах на акватории Северного Ледовитого океана. Материалынаблюдений, выполненных в 21-м и 23-м рейсах НЭС «Академик Федоров», явля-ются важным этапом этих исследований.

Основные задачи Морского отряда экспедиции, работавшего на борту НЭС вобоих арктических рейсах, состояли в получении новых данных о:

– гидрометеорологических процессах в климатически активных районах Ар-ктического бассейна СЛО и арктических морей, их взаимодействии с Северо-Европейским бассейном СЛО, Атлантическим и Тихим океанами;

– метеорологических, гидрологических и гидрохимических условиях, сло-жившихся в Арктическом бассейне СЛО и арктических морях в начале XXI в.;

– радиационных процессах в системе «атмосфера – морской лед – верхнийслой моря»;

– изменениях состояния арктических экосистем;– структуре и динамике ледяного покрова Арктического бассейна СЛО;– эксплуатационных характеристиках научно-экспедиционного судна при

плавании по чистой воде и в предельных ледовых условиях;– вероятностных характеристиках параметров локальных ледовых нагрузок

на корпус судна ледового плавания;– составе осадков и глубинном геологическом строении дна Арктического

бассейна СЛО, материкового склона и строении окраинных желобов.Достижение указанных целей осуществлялось в рамках научных подпрограмм:– физическая океанография и динамика вод;– гидрохимия и мониторинг загрязнения;– процессы взаимодействия в системе «атмосфера – морской лед – верхний

слой моря»;– морской лед;

20

Рис.

1. О

кеан

олог

иче

ские

стан

ции, вы

пол

нен

ны

е в

высо

кош

иро

тны

х ар

ктиче

ских

эксп

едициях

с д

рейф

ующ

их

стан

ций С

П-3

2, С

П-3

3, С

П-3

4и Н

ЭС

«А

каде

мик

Фед

оров

»

21

– криобиология;– ледовые качества судна;– морская геология и органогеохимия.Реализация указанных подпрограмм осуществлялась шестью отрядами: оке-

анографическим, метеорологическим, ледоисследовательским, изучения ледовыхкачеств судна, геологическим, специализированного гидрометеорологическогообеспечения (СГМО).

21-й рейс НЭС «Академик Федоров» (рис. 1) начался 10 августа 2004 г., когдасудно покинуло порт Санкт-Петербург, затем пересекло Балтийское море, обо-гнуло Скандинавию, пересекло южную часть Баренцева моря, Карское море иморе Лаптевых. В восточной части моря Лаптевых НЭС было взято под проводкуа/л «Арктика». Двигаясь на север, судно поднялось к 85-й параллели, где послетрехдневного поиска была обнаружена льдина, пригодная для высадки дрейфую-щей станции СП-33. В районе высадки станции был выполнен гидрологическийполигон. После проведения разгрузочных и строительных работ, связанных с со-зданием станции, 10 сентября 2004 г. НЭС «Академик Федоров» отправилось вобратный путь. В Карском море судно поднялось в район 80-й параллели, гдебыли выполнены комплексные океанологические наблюдения на разрезах, соеди-няющих Северную Землю, архипелаг Земля Франца-Иосифа и северную оконеч-ность Новой Земли. После чего, проследовав через Баренцево, Норвежское, Се-верное и Балтийское моря, 4 октября 2004 г. судно прибыло в порт припискиСанкт-Петербург.

Экспедиция «Арктика-2005» (рис. 1) осуществлялась в два этапа: на первомэтапе (16 июля – 15 августа 2005 г.) НЭС «Академик Федоров» находилось в арен-де у ВНИИОкеангеология, выполнявшего работы по определению границ кон-тинентального шельфа в районе хребта Менделеева. На втором этапе (15 августа –24 сентября 2005 г.) головной организацией, проводившей экспедицию, являлсяАрктический и антарктический научно-исследовательский институт. Утром 6 июляНЭС «Академик Федоров» вышло из порта Санкт-Петербург и направилось к портуМурманск, где 15 июля на борт судна погрузился геологический состав экспеди-ции «Арктика-2005» и ее Морской отряд. Судно проследовало через южную частьБаренцева моря, моря Карское, Лаптевых и Восточно-Сибирское, 28 июля пере-секло 180-й меридиан и вышло в район производства геологических работ к севе-ру от острова Врангеля. За время работ на геотраверсах было выполнено 3 ледовыеи 12 гидрологических станций. Работы на полигоне продолжались до 12 августа,когда судно взяло курс к югу.

15 августа судно прибыло к порту Певек, где была произведена ротация со-става экспедиции: в Санкт-Петербург убыла большая часть состава геологическойпартии экспедиции, а на борт судна прибыло руководство в лице директора ААНИИИ.Е.Фролова и начальника Высокоширотной Арктической экспедиции В.Т.Соко-лова, а также зимовочный состав станции СП-34 и несколько членов Морскогоотряда. 16 августа НЭС «Академик Федоров» направилось к острову Врангеля дляснабжения топливом полярной станции. После завершения грузовых операцийсудно обогнуло Новосибирские острова и вышло в северо-восточную часть моряЛаптевых, откуда взяло курс на север.

29 августа в 18 часов 50 минут НЭС «Академик Федоров» достигло точки Се-верного географического полюса. Впервые в истории мореплавания неледокольноесудно в автономном плавании покорило самую северную точку земного шара.

4 сентября в сопровождении а/л «Арктика» судно вышло к дрейфующей стан-ции СП-33 и провело операции по ее эвакуации. После напряженного поискальдины для организации новой дрейфующей станции подходящее поле было об-наружено в точке с координатами 85° 26,94′ с.ш. 116° 49,38′ в.д. К утру 20 сентября

22

работы по организации станции были закончены, после чего судно взяло курс наМурманск, куда прибыло 24 сентября.

На протяжении всех рейсов регулярно проводились стандартные метеороло-гические наблюдения, а также осуществлялась непрерывная регистрация прихо-дящей и отраженной солнечной радиации, спектрального состава суммарной сол-нечной радиации, составляющих длинноволнового радиационного баланса, кон-центрации озона в приземного слое воздуха.

При реализации подпрограммы физическая океанография и динамика вод какв 21-м, так и в 23-м рейсах НЭС «Академик Федоров» выполнялись судовые океа-нографические станции (рис. 1) с использованием CTD-зонда SBE 911+ с розеттойбатометров и станции с использованием обрывных XBT-зондов марок T-5 и T-7.Кроме того, в 21-м рейсе с дрейфующего льда были выполнены глубоководныеокеанографические станции с использованием твердопамятного CTD-зонда SBE19+.На всех судовых глубоководных океанографических CTD-станциях производилсяполный комплекс стандартных метеорологических наблюдений.

На всех судовых глубоководных океанографических станциях и несколькихстанциях ледового полигона производились стандартные и специальные гидрохи-мические исследования. Для определения компонентов минерального состава исодержания загрязняющих веществ отбирались пробы морского льда в замерзшихразводьях с помощью кольцевого бура, при этом измерялась толщина льда и вы-полнялось визуальное описание керна. Пробы снежного покрова отбирались ин-тегрально от поверхности снежного покрова до подстилающей поверхности. От-бор проб донных отложений производился коробчатым дночерпателем совместносо специалистами ВНИИОкеангеология и ТЕХМОРГЕО. Учитывая фоновый ха-рактер загрязнения исследуемой акватории, пробы донных отложений для опре-деления содержания загрязняющих веществ отбирались из верхнего 0–5 см слояосадков.

В судовой лаборатории выполнялось:– определение кислотности снежного покрова;– определения солености, растворенного кислорода, водородного показате-

ля (рН), кремнекислоты, нитратов и фосфатов в пробах морской воды;– фильтрация проб морской воды и талой воды, снежного покрова и морс-

кого льда через мембранный фильтр 0,45 мкм для определения содержания твер-дых частиц (морской взвеси).

Данные метеорологических, гидрологических и гидрохимических наблюде-ний заносились в сводные таблицы ТГМ-3М.

Комплексные исследования ледяного покрова, процессов взаимодействия всистеме «атмосфера – морской лед – верхний слой моря» осуществлялись при вы-полнении ледовых станций, на которых производились измерения толщины льда иснежного покрова, отбирались и описывались ледовые керны, измерялась темпера-тура льда и осуществлялся отбор проб для анализа химического состава льда.

В 21-м рейсе НЭС «Академик Федоров» в период с 21 августа по 9 сентябрякак на борту, судна так и во время проведения работ на льду с помощью сейсмо-наклономеров и сейсмометров в течение определенных интервалов времени про-изводилась непрерывная регистрация сигналов, характеризующих колебания ле-дяного покрова. Периоды и время регистрации определялись исходя из условийминимального уровня помех искусственного происхождения и характера регист-рируемого процесса.

Во время работ на ледовых станциях в ходе работ по изучению теплофизи-ческих и радиационных свойств морского льда были выполнены измерения ин-тегрального альбедо характерных типов поверхности морского льда, включая ис-кусственно загрязненные участки; измерения спектральных характеристик сол-

23

нечной радиации, проникающей в толщу снежниц; измерения подводной облу-ченности в снежнице и ее альбедо; измерения составляющих длинноволновогорадиационного баланса поверхности снежницы; измерения обратного рассеива-ния солнечной радиации поверхностью снежницы; определения вертикальногораспределения температуры воды в снежнице. При обследовании снежниц вы-полнялись детальные измерения термохалинной структуры, толщины льда и глу-бины на различных стадиях замерзания, проведены измерения профилей темпе-ратуры и электропроводности в центральной части снежниц.

В связи с возможным влиянием парникового эффекта на современные изме-нения климата особую актуальность приобрели исследования газового состава ат-мосферы в полярных районах Земли. До настоящего времени регулярных прямыхизмерений содержания парниковых газов, таких как двуокись углерода (СО2), метан(СН4) и озон (О3), в приполюсном районе Арктического бассейна не проводилось.На протяжении обоих рейсов НЭС «Академик Федоров» шла непрерывная регис-трация концентрации приземного озона, 6–8 раз в сутки осуществлялось опреде-ление общего содержания озона в атмосфере, в отдельных точках маршрута былвыполнен отбор проб воздуха для последующего анализа концентрации двуокисиуглерода и метана (CH4).

С целью получения новых натурных данных для выявления закономернос-тей мелкомасштабной изменчивости характеристик ледяного покрова, существен-но влияющих на эффективность плавания судна во льдах, и распределения эксп-луатационных характеристик движения судна в различных ледовых образованияхво время плавания во льдах на борту НЭС «Академик Федоров» производилисьспециальные ледовые наблюдения. Эти наблюдения имели комплексный харак-тер, что позволит использовать полученные натурные данные для решения какнаучных, так и прикладных задач. Результаты наблюдений фиксировались в жур-нале специальных ледовых наблюдений.

Для автоматизации части трудоемких ледовых наблюдений, их унификациии исключения влияния субъективных факторов на объем и качество наблюденийв 21-м рейсе впервые на борту судна был установлен и прошел испытания цифро-вой телевизионный комплекс наблюдения и регистрации. В 23-м рейсе эти рабо-ты были продолжены. Во время работы комплекса производилась непрерывнаятелевизионная запись изображения льда под бортом судна и ледомерной рейки, атакже изображения экрана локатора.

В ходе мониторинга ледовых нагрузок на корпус судна в 23-м рейсе НЭС«Академик Федоров» осуществлена запись работы датчиков тензостанции судна идополнительных датчиков в носовой оконечности судна. Была осуществлена ре-гистрация параметров качки при движении судна на чистой воде. На различныхрежимах движения в 55 контрольных точках корпуса выполнено 33 серии измере-ний местной вибрации судовых конструкций; проведено 75 серий хронометражаработы палубного оборудования при выполнении гидрологических и геологичес-ких станций.

В ходе исследований по литологии и геохимии рыхлых донных осадков идонно-каменных образований, а также оценки содержания и состава (включаябиомаркеры) рассеянного органического вещества осадочных отложений быливыполнены станции донного пробоотбора с использованием грунтовой трубки ибоксорера. Впервые в истории российской геологии выполнена геологическая стан-ция в географической точке Северного полюса.

На протяжении обоих рейсов осуществлялась отработка системы специали-зированного гидрометеорологического обеспечения в высокоширотных районахАрктики, в ходе которой на борту НЭС «Академик Федоров» были получены изААНИИ прогнозы погоды заблаговременностью до трех суток, прогнозы полей

24

приземного давления, температуры воздуха на высоте 850 мб, высоты 500 мб гео-потенциальной поверхности, прогнозы ориентации разрывов ледяного покрова,прогнозы общей циркуляции атмосферы, долгосрочные прогнозы дрейфа льда,ледовые карты, построенные по данным микроволнового зондирования, комп-лексные ледовые карты, прогнозы положения границы старых льдов. В то же вре-мя на борту НЭС «Академик Федоров» составлялись прогнозы дрейфа льда забла-говременностью до трех суток, навигационные рекомендации; обрабатывалисьснимки ИСЗ NOAA, ENVISAT, RADARSAT, проводились ледовые разведки, осу-ществлялось построение ледовых карт.

ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ НАУЧНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

Районы Северного Ледовитого океана, в которых проводились основные ис-следования во время морских экспедиций 2004 и 2005 гг., продолжают оставатьсяна данный момент недостаточно изученными.

Океанологические работы, выполненные во время 21-го рейса НЭС «Акаде-мик Федоров», позволили получить представление о современном состоянии ос-новных гидрофизических характеристик морской воды в центральной части хреб-та Ломоносова, а также желобов Св. Анны и Воронина в северной части Карскогоморя. Во время 23-го рейса НЭС «Академик Федоров» основными районами про-изводства океанологических работ были центральная часть и южные отроги хреб-та Менделеева, котловина Амундсена и северная часть Карского моря.

В районе хребта Менделеева на разрезе, выполненном к северу от о-ва Врангеля,водная толща оказалась представлена четырьмя водными массами. В слое от поверх-ности до 100–120 м располагается арктическая водная масса, распресненная и имею-щая практически постоянные низкие температуры воды на протяжении всего года.Температура слоя арктической водной массы составляет около –1,30 ÷ –1,40 °C, асоленость около 28,00–31,50 ‰. Промежуточная арктическая водная масса, фор-мирующаяся в результате перемешивания нижних слоев арктической водной массыи верхних слоев атлантической водной массы, несет в себе как признаки атланти-ческого слоя, так и признаки арктической водной массы. Толщина данного слоя вэтом районе не превышает 100–110 м. Диапазон температуры слоя –0,1 ÷ –1,0 °C,соленость около 33,80–34,20 ‰. Под промежуточной арктической водной массойрасполагается слой атлантических вод с максимальными температурами в ядреоколо +0,95 ÷ +1,10 °С и соленостью около 34,82–34,84 ‰. При этом температуракак в среднем по слою, так и в ядре на южных станциях разреза и в центре имеетболее высокие значения по сравнению с температурой на станциях северной час-ти разреза. Слой придонной арктической водной массы распространяется от ниж-ней границы атлантической водной массы до дна. Температуры слоя колеблются впределах –0,10 ÷ –0,41 °C, а соленость в нижней придонной части слоя достигаетзначения 34,90 ‰.

Океанологические исследования, выполненные в центральной части Аркти-ческого бассейна, в частности на ледовом полигоне в районе высадки СП-33,показали сильную зависимость распределения границ водных масс от морфомет-рии. На всех станциях отмечено присутствие слоя атлантических вод с максималь-ными температурами в ядре около 0,95–1,25 °С и соленостью около 34,78–34,82 ‰.При этом температура как в среднем по слою, так и в ядре на станциях западногосклона хребта Ломоносова имеет более низкие значения по сравнению с темпера-турой станций восточного склона и станций центра хребта, лежащих на однойсекущей широте. Эта разница не велика и не превышает 0,05–0,08 °С. На многихстанциях полигона прослеживается процесс смещения верхней границы атланти-ческой водной массы вниз, тем больше, чем дальше расположена станция от цент-ра хребта.

25

На северных станциях полигона на восточном склоне хребта Ломоносоватемпература воды имеет более высокие значения (приблизительно на 0,10 °С), чемна южных точках полигона. Это говорит, по-видимому, о том, что распростране-ние потока атлантических вод при пересечении хребта Ломоносова идет болееинтенсивно в его северной части. В пользу этого предположения говорит и тотфакт, что толщина слоя атлантических вод на северных станциях восточной сто-роны хребта Ломоносова выше по сравнению с южными.

Картина залегания нижней границы слоя атлантических вод при перетека-нии хребта Ломоносова почти в точности повторяет особенности морфометриидна данного района (впадины, поднятия и т.д.). Глубинный интервал залеганиянулевой изотермы весьма велик и находится в диапазоне от 700 до 1000 м, чтоподтверждает зависимость ее положения от морфометрии данного района. На-против, интервал залегания для верхней границы атлантических вод более узок исоставляет около 80–90 м.

Интересно заметить по этому поводу, что большая толщина слоя атлантичес-кой водной массы на севере в районе хребта Ломоносова, а также более высокиесредние температуры воды в ней и соответственно больший теплозапас данногослоя могут прямо или косвенно влиять на интенсивность процессов ледотаяния вэтом районе, особенно в летний период. Ледовые наблюдения в данном рейсе всеверной части хребта Ломоносова показали, что процессы таяния льда в прошед-ший летний период проходили здесь довольно интенсивно. На это указывает зна-чительная разрушенность ледяных полей в этом районе. Почти повсеместно прибурении льда обнаруживалось сокращение верхнего сухого слоя льда до 30–40 см.

В слое воды от 150 до 400–500 м на некоторых станциях наблюдается ступен-чатая структура, как по температуре, так и по солености. Идентичность этих структурна близлежащих станциях позволяет говорить об их интрузионной природе. Не-обходимо отметить при этом, что вертикальный профиль солености по сравнениюс температурой практически на всех станциях полигона имеет более гладкий ха-рактер, за исключением поверхностного слоя (около 10–20 м). Здесь картина рас-пределения солености меняется в зависимости от большего или меньшего рас-преснения поверхностного слоя в результате ледотаяния и поступления пресныхвод из снежниц.

Анализ полученных данных о содержании биогенных элементов и раство-ренного кислорода на станциях, выполненных в районе высадки станции СП-33 иледовом полигоне, показал что:

– содержание растворенного кислорода в поверхностной структурной зонена всех станциях примерно одинаково и составляет 8,80–9,30 мл/л, что соответ-ствует 103–108 % насыщения. Далее до глубины 150–200 м содержание кислородауменьшается и составляет примерно 6,66–7,00 мл/л, или 85–88 % насыщения.В атлантических водах содержание кислорода примерно одинаково по всей толщеи составило 6,85–6,96 мл/л. В придонных водах содержание кислорода постепен-но понижается ко дну до 6,6–6,7 мл/л, или 79–83 % насыщения;

– по содержанию биогенных элементов (кремния, фосфора и нитратов) навсех станциях была получена примерно одинаковая картина: в поверхностной струк-турной зоне содержание кремния составляет 1,9–5,7 мкг-моль/л, фосфатов 0,29–0,84 мкг-моль/л, нитратов 0,0–3,80 мкг-моль/л. Далее с глубиной концентрациикремния возрастают до 6,0–8,4 мкг-моль/л на глубине 75–150 м и достигают не-которого небольшого максимума по сравнению с нижележащими атлантическимиводами, что говорит о возможности наличия на данной глубине прослойки тихо-океанских вод с максимумом кремния и минимумом кислорода. Концентрациифосфатов увеличиваются с глубиной от 0,29–0,84 мкг-моль/л в поверхностнойструктурной зоне до 0,62–1,34 мкг-моль/л на глубине 200–250 м. Для нитратов

26

наблюдается похожая картина – происходит увеличение концентраций нитратов с0,10–3,80 мкг-моль/л на поверхности до 11,2–12,7 мкг-моль/л на глубине 200–250 м. В слое атлантических вод содержание кремния примерно постоянно и со-ставляет 4,80–6,10 мкг-моль/л. Концентрации фосфатов и нитратов в слое 250–1000 м изменяются мало и составляют соответственно 0,69–1,34 мкг-моль/л и12,2–14,9 мкг-моль/л. В придонных водах концентрации биогенов увеличивают-ся, достигая у дна 12,2–14,1 мкг-моль/л кремния, 13,7–18,4 мкг-моль/л нитратови 1,05–1,73 мкг-моль/л фосфатов.

Анализ данных гидрологического разреза, выполненного в южной части кот-ловины Амундсена, показывает, что водная толща представлена здесь пятью вод-ными массами. В слое от поверхности до 45–50 м располагается арктическая лет-няя поверхностная водная масса, формирующаяся, как правило, в шельфовых зо-нах арктических морей в результате летнего прогрева поверхности воды. Темпера-туры воды в этом слое находятся в диапазоне от 0 до +6 °C, а соленость воды впределах 25,40–28,00 ‰. В этом же районе в слое от 50 до 75–115 м прослежива-ется арктическая водная масса с диапазоном температур слоя –1,25 ÷ –1,76 °C идиапазоном солености слоя 26,40–34,00 ‰. Следующая водная масса на данномразрезе – это промежуточная водная масса, которая подстилает арктическую вод-ную массу. Мощность слоя данной водной массы на разрезе находится в пределах40–100 м. Интересно отметить, что наибольшая мощность слоя около 100 м при-ходится на район резкого «свала» глубин материкового склона. На этом участкеразреза видно, как воды промежуточного слоя арктической водной массы, сползаяпо материковому склону, продавливают нижележащий слой атлантической вод-ной массы, смещая его верхнюю границу вниз на несколько десятков метров.Верхняя граница слоя атлантической водной массы на данном разрезе колеблетсяв пределах 134–187 м, нижняя граница находится в промежутке 628–755 м. Гори-зонт залегания центра ядра атлантических вод находится в пределах 240–385 м,температура воды в ядре составляет +1,03 ÷ +1,61°C, а соленость 34,82–34,87 ‰.Температура придонного арктического слоя у дна находится в интервале от –0,40до –0,78 °C, а соленость от 34,88 до 34,94 ‰.

В центральной части котловины Амундсена водная толща представлена че-тырьмя водными массами, что является характерным для высокоширотных районовСеверного Ледовитого океана. Верхний слой – арктическая водная масса с грани-цами от поверхности до отметки примерно 120–125 м с предельно низкими темпе-ратурами на поверхности, с диапазоном температур по слою –1,25 ÷ –1,79 °C идиапазоном солености по слою 30,80–34,30 ‰. Мощность промежуточного слояарктической водной массы в данном районе колеблется в пределах около 70–80 м.Температура и соленость практически те же, что и на предыдущих разрезах. Верх-няя граница слоя атлантической водной массы колеблется в пределах 176–195 м,нижняя граница находится в промежутке 661–756 м. Горизонт залегания центраядра атлантических вод находится в пределах 275–325 м, температура воды в ядресоставляет +1,14 ÷ +1,38 °C, а соленость 34,85–34,86 ‰. Температура придонногослоя у дна составляет –0,66 °C, а соленость 34,94 ‰.

Анализ гидрохимических параметров на разрезе, выполненном в южной частижелоба Амундсена и его материковом склоне, показал, что поверхностная структур-ная зона является крайне неоднородной, как по глубине, так и по протяженности.На мелководных станциях, средняя глубина которых составляет 50 м, морскиеводы богаты биогенными элементами, среднее содержание кремния составляет14 мкмоль/л, фосфатов – 0,6 мкмоль/л. Тот факт, что концентрация растворенно-го неорганического кремния на поверхности не уменьшается, может свидетель-ствовать о влиянии материкового стока, как известно, кремний является наилуч-шим трассером речных вод, хотя, как правило, граница речных вод не распростра-

27

няется за пределы моря Лаптевых. С другой стороны, если учесть, что воды наэтих станциях заполнены только водной массой, которая была сформирована вшельфовой зоне, то повышенное содержание силикатов на поверхности являетсявполне естественным. Содержание фосфатов в поверхностной структурной зонеболее однородно, чем силикатов, и прекрасно коррелирует с содержанием раство-ренного кислорода, это говорит о том, что вегетационный период еще не закон-чился, при наличии достаточного количества биогенных элементов и поступаю-щего света даже в покрытых льдом водах происходит потребление первичной про-дукции. Процент насыщения поверхностных вод кислородом составляет от 98 %до 100–104 %, на этих же станциях концентрация биогенов несколько уменьшает-ся. С увеличением глубины распределение биогенных элементов имеет «класси-ческий характер». Начиная примерно с горизонта 200 м и до глубины 2000 мсодержание биогенов в морской воде плавно возрастает, соответственно содержа-ние растворенного кислорода уменьшается, процент насыщения вод кислородомсоставляет 84–90 %. В слое от 2000 м и до самого дна распределение гидрохими-ческих характеристик по глубине практически постоянно.

Анализ поверхностной структурной зоны разреза, выполненного в централь-ной части желоба Амундсена, показал, что поверхностная зона представлена одно-родной по протяженности водной массой, среднее содержание кремния в слое 0–200 м колеблется в пределах 3,94–6,01 мкмоль/л, фосфатов – 0,31–0,78 мкмоль/л,растворенного кислорода – 7,00–9,08 мл/л, насыщенность вод кислородом со-ставляет 88–103 %. В этом районе, как и южнее, можно выделить горизонт сминимальным содержанием кремния, расположенный на глубине 155 м. В дан-ном случае это может объясняться влиянием атлантических вод, которые, какизвестно, обеднены биогенными элементами, хотя верхняя граница атлантичес-кой водной массы равна 176–195 м. Несоответствие горизонта минимума крем-ния верхней границе залегания атлантических вод может быть связано с тем, чторастворенные химические вещества в отличие от солености являются крайне не-консервативными и могут испытывать ряд изменений. Минимум фосфатов наэтом горизонте не прослеживается, как правило, растворенный неорганическийфосфор находится в «дефиците» в морских водах, поэтому заметить незначитель-ные колебания содержания фосфора в воде бывает крайне сложно. С поверхностидо глубины 2500 м содержание биогенных элементов монотонно возрастает, кон-центрация фосфатов меняется с 0,31 мкмоль/л до 1 мкмоль/л, силикатов – с 6,01до 10,71 мкмоль/л, концентрация растворенного кислорода уменьшается с 9,08мл/л до 6,88 мл/л, процент насыщения вод кислородом составляет 84–103 %. На-чиная с глубины 2500 м и до дна гидрохимические характеристики практическипостоянны, концентрация кремния составляет 10,71–11,37 мкмоль/л, концентра-ция фосфатов – 1,00–1,04 мкмоль/л, кислорода – 6,88–6,94 мл/л, процент насы-щения вод кислородом – 83–84 %.

Сходство вертикальных профилей гидрофизических и гидрохимических ха-рактеристик определяется тем фактом, что они формируются практически одними тем же набором водных масс. Однако соленость воды для разрезов, расположен-ных восточнее, в среднем для всех слоев несколько ниже, чем у разрезов, располо-женных западнее. При этом средняя температура вод западных разрезов такженесколько выше соответствующей температуры восточных разрезов. Средняя мощ-ность слоя атлантической водной массы для группы западных разрезов ниже сред-ней мощности соответствующего слоя для восточных разрезов. Это объясняетсятем, что атлантические воды, распространяясь с запада на восток, в таком жепорядке теряют тепло и соли при перемешивании с окружающими их слоями,становясь более холодными и менее солеными в восточных областях СеверногоЛедовитого океана. При этом по мере продвижения на восток толщина слоя ат-

28

лантических вод возрастает в основном из-за постепенного заглубления его ниж-ней части в слои придонной арктической водной массы.

Северная часть Карского моря – другой район работ, где проводились океа-нологические и гидрохимические исследования, – находится под преимуществен-ным влиянием водных масс, поступающих из Баренцева моря с запада и из Арк-тического бассейна с севера, а также арктических вод Карского моря.

Практически на всех станциях, выполненных в этом районе, в слое воды отповерхности до 400–500 метров наблюдается ярко выраженная ступенчатая струк-тура вертикального профиля температуры, имеющая, по-видимому, интрузион-ную природу. Вертикальное распределение солености имеет более гладкий харак-тер. Интрузионная природа данных структур связана здесь, по-видимому, с тем,что в этом районе происходит активное перемешивание слоев атлантической вод-ной массы с холодными арктическими водными массами. Особенно отчетливочасть такой фронтальной зоны прослеживается в желобе Воронина, где процессыперемешивания на участке стыка теплой атлантической и холодной арктическоймассы сформировали некий промежуточный трансформированный слой со слабоотрицательными температурами (около –0,1 ÷ –0,2 °С) и несколько повышеннойсоленостью, т.е. несущий в себе как признаки бывшего атлантического слоя, так ипризнаки арктической водной массы. Совершенно очевидно также, что нулеваяизотерма, являющаяся границей атлантической водной массы в желобе, должнапроходить несколько севернее точек данного разреза. В желобе Св. Анны на этойже широте слой атлантической водной массы представлен достаточно четко, стемпературой в ядре около 1,80 °С и соленостью около 34,80 ‰ (рис. 2). По-видимому, приток атлантических вод с севера происходит здесь более интенсив-но, чем поступление этих же масс в желоб Воронина. Кроме того, холодная аркти-

Рис. 2. Распределение температуры воды на гидрологических разрезах Северная Земля –Земля Франца-Иосифа (а) и Земля Франца-Иосифа – Новая Земля (б), выполненных всентябре 2004 г. Слева – желоб Воронина, справа – желоб Св. Анны. Точками показаныгидрологические станции

29

ческая масса, сползая по склону в желоб Св. Анны, препятствует, таким образом,перетеканию атлантических вод из желоба Св. Анны в желоб Воронина.

Гидрохимический анализ проб, полученных на разрезе через желоба Св. Анныи Воронина, показал, что значения концентраций кислорода в поверхностных вод-ных массах составляют 8,18–9,03 мл/л. Эти водные массы перенасыщены кислоро-дом, содержание которого достигает 109 %. Концентрации биогенных элементовнизкие и составляют: кремния – 0,40–2,10 мкг-моль/л, фосфатов 0,03–0,19 мкг-моль/л, нитратов 0,00–2,80 мкг-моль/л. В промежуточной структурной зоне содер-жание кислорода уменьшается и составляет на глубине 100 м 7,20–7,83 мл/л, кон-центрации биогенов повышаются и составляют кремния 3,10–5,40 мкг-моль/л, фос-фатов 0,4–0,6 мкг-моль/л, нитратов 7,50–11,60 мкг-моль/л. Причем у восточногосклона желоба Воронина содержание биогенов увеличивается. Далее с глубины 100 ми до 400 м в желобе Св. Анны концентрации кислорода и биогенов изменяютсянезначительно. Это, по-видимому, связано с тем, что особенностью вертикальнойструктуры желобов Св. Анны и Воронина являются теплые атлантические водныемассы, поступающие из Арктического бассейна мощным потоком на глубине от 100до 400 м. Концентрации кислорода на глубине 100–400 м составляют 7,11–7,15 мл/л,кремния 5,60–6,10 мкг-моль/л, фосфатов 0,49–0,59 мкг-моль/л, нитратов 11,10–11,60 мкг-моль/л. В придонной структурной зоне в наиболее глубоких участкахжелоба Св. Анны содержание кислорода на придонных горизонтах составляет от 7,0до 7,08 мл/л. Концентрация кремния несколько выше, чем в промежуточной струк-турной зоне, и составляет 6,30–7,90 мкг-моль/л. Концентрация фосфатов и нитра-тов составляет 0,57–0,73 мкг-моль/л и 11,20–11,50 мкг-моль/л соответственно.

Анализ гидрохимических данных, полученных на разрезе от Земли Франца-Иосифа до м. Желания, показал, что содержание кислорода в поверхностных вод-ных массах у берегов Новой Земли характерно для теплых баренцевоморских по-верхностных водных масс и составляет 7,65–7,96 мл/л. Далее к северу у кромкидрейфующего льда концентрации кислорода постепенно повышаются до 8,67–8,95 мл/л. Концентрации биогенных элементов довольно низкие и составляют:кремния 0,90–2,20 мкг-моль/л, фосфатов 0,02–0,15 мкг-моль/л, нитратов 0,30–0,10 мкг-моль/л. Далее до глубины примерно 150 м в южных точках разреза и до100 м в северной точке происходит уменьшение концентрации кислорода до 7,08–7,02 мл/л и увеличение концентраций кремния до 5,40–8,40 мкг-моль/л, фосфа-тов до 0,43–0,51 мкг-моль/л, нитратов до 10,30–13,60 мкг-моль/л. Причем мини-мум кислорода совпадает с максимумом температуры. В придонной структурнойзоне на глубине около 400 м можно выделить водную массу с повышенным содер-жанием кремния 9,20–14,50 мкг-моль/л и низкими концентрациями кислорода6,90–6,92 мл/л.

Гидрологический разрез, выполненный в северной части Карского моря в2005 г. (рис. 3), проходил через те же районы, что и разрезы, выполнявшиеся здесьосенью 2004 г. Анализ данных позволяет сделать вывод о довольно большом сход-стве распределения водных масс на разрезах 2004 и 2005 гг. Размеры ядер атланти-ческой водной массы имеют схожие параметры, однако в целом водные массы нанем несколько холоднее. Также очевидно, что атлантические воды на разрезе 2005 г.проникли гораздо дальше по желобу Св. Анны на юг по сравнению с положениемсоответствующих масс на разрезе 2004 г.

Трансарктический маршрут 23-го рейса НЭС «Академик Федоров» позволилполучить информацию о концентрации озона (КО) на обширных участках акваторииСеверного Ледовитого океана в период завершения летнего таяния и начала льдооб-разования. КО в приземном слое воздуха, при общей тенденции к росту, испытывалазначительную пространственную и временную изменчивость. В колебаниях величи-ны КО хорошо заметны локальные экстремумы, наблюдавшиеся практически весь

30

период рейса. При этом экстремумы метеопараметров и концентрации в целом соот-ветствуют друг другу. Максимальные значения (~50 мкг/м3) были зафиксированы вприполюсном районе и в центральном Арктическом бассейне в районе 85° и 127° в.д.во льдах сплоченностью 10 баллов. Средние значения КО в период экспедиции со-ставляли порядка 30 мкг/м3. Минимальные (~14 мкг/м3) значения были зафиксиро-ваны в юго-западной части Карского моря при движении судна по чистой воде и вВосточно-Сибирском море к северу от о-ва Врангеля после пересечения кромки льдаи движения в разреженных льдах. Эти величины близки к значениям, полученнымспециалистами ИФА РАН в ходе экспедиции «Арктика-2000» на НЭС «АкадемикФедоров», хотя и не достигают минимальных значений, зарегистрированных в райо-не пролива Вилькицкого (6 мкг/м3). Как показали предыдущие исследования (Перваянаучная экспедиция в приполюсном районе на а/л «Сибирь», 1986 г., экспедиция«Арктика-98» в районе Земли Франца-Иосифа, 1998 г.), КО в Арктике связана с ха-рактеристиками приземного аэрозоля, а последние (распределение по размерам час-тиц, массовая концентрация, элементный состав) тесно коррелируют с динамомета-морфическими преобразованиями морского льда и, прежде всего, процессами сжа-тия и торошения. Именно эти процессы отмечались в период движения судна, соот-ветствующий первому максимуму КО, в сплошных льдах приполюсного района. По-скольку в период движения судна во льдах, соответствующему второму максимуму,эти процессы не фиксировались, то, вероятно, этот экстремум следует отнести насчет естественных колебаний, обусловленных физико-географическими или метео-рологическими факторами. К сожалению, вследствие динамичности, меняющейся отгода к году и усиливающейся (ослабевающей) при потеплении (похолодании) клима-та, ценность полученных данных существенно снижает невозможность разделенияпространственной и временной компонент изменчивости.

Проведенные исследования физических механизмов образования и транс-формации снежниц, несмотря на ряд полученных интересных результатов, тем неменее выявили серьезную необходимость использования более чувствительныхдатчиков температуры и солености, которые позволят более корректно описатьтонкие и весьма неоднозначные процессы, протекающие в снежницах в это времягода. На поверхности ледяного поля лагеря СП-33 обнаружена снежница с глуби-нами, превышающими 2 м, и запасами пресной воды в ней около 104 м3. Получе-ны новые данные о теплофизических характеристиках снежного покрова много-летнего льда, сохранившегося в течение летнего периода таяния.

Временной интервал исследований теплофизических характеристик ледяно-го покрова во время 23-го рейса НЭС «Академик Федоров» охватывал переходный

Рис. 3. Распределение температуры воды на гидрологическом разрезе, выполненном в се-верной части Карского моря в сентябре 2005 г. Слева – желоб Воронина, справа – желобСв. Анны. Точками показаны гидрологические станции

31

для состояния льда период завершения таяния – начала ледообразования, чтопозволило проследить основные этапы замерзания поверхностных водоемов. Ксожалению, время работ на ледовых станциях было жестко ограничено и не пре-вышало 2 суток. Тем не менее в результате работ были получены новые данные отеплофизических свойствах снега на ровном льду, вблизи торосов, над замерзши-ми снежницами; проведены комплексные исследования теплового и радиацион-ного баланса снежного покрова на различных этапах его формирования (оконча-ние периода таяния – начало периода накопления); получены новые данные овеличинах альбедо характерных форм снежно-ледяного покрова на различных эта-пах его развития.

Результаты проведенных исследований могут существенно расширить нашипредставления о характере термодинамических процессов в толще дрейфующих иприпайных льдов в зимний период. В первую очередь это касается разработкиновых, корректных параметризаций, связанных с расчетом скорости нарастанияльда. Если учесть, что снежницы, в период своего максимального развития, могутзанимать до 50 % от общей площади поверхности ледяного покрова и иметь глу-бину, сравнимую с толщиной морского льда, сохранившиеся объемы жидкой фазы(«водяные карманы») будут играть роль своеобразных локальных тепловых про-текторов, препятствующих выхолаживанию льда атмосферой в зимний период.В таких зонах скорость нарастания льда на его нижней поверхности должна опре-деленным образом понизиться, что приведет к существенной пространственнойнеоднородности льда по толщине, ослаблению процессов конвективного переме-шивания и, возможно, уменьшению общего объема льда, образующегося в Аркти-ческом бассейне в зимний период.

Поскольку компенсация потока тепла в атмосферу происходит за счет крис-таллизации слоя талой воды, сохраняющиеся в период интенсивного льдообразо-вания в толще морского льда снежницы представляют серьезное препятствие дляего выхолаживания. Чем толще слой талой воды, тем больше его теплозапас и тембольше время, необходимое для его полного промерзания. Очевидно, что еслирост гидростатического давления в жидкости существенно не понизит температу-ру замерзания воды, то нарастания льда в зоне ее локализации не происходит.Учитывая значительную площадь и глубину снежниц, которая может достигатьнескольких метров, можно полагать, что процесс их замерзания является факто-ром, в значительной степени определяющим шероховатость нижней поверхностиледяного покрова. В ходе дальнейших исследований представляется необходимымуделить повышенное внимание прямым измерениям тепловых потоков в снежномпокрове с синхронными измерениями параметров приледного слоя атмосферы ирадиационного баланса поверхности.

В ходе экспедиции собран большой объем уникальных данных по морфо-метрическим характеристикам ледяного покрова в районе, где подобные исследо-вания ранее практически не проводились. Получены репрезентативные значениятолщины сморозей однолетнего и двухлетнего льда и полей двухлетнего льда (ров-ного и торосистого) и других статистических параметров, характерных для льдаданного времени года, которые с высокой степенью надежности могут быть ис-пользованы в различных моделях ледяного покрова, как характерные для льдаданного возраста в период начала ледообразования.

При движении судна в районе хребта Менделеева (август 2005 г.) на путиплавания наибольшей повторяемостью обладали однолетние льды толщиной до140 см (82 %), причем наибольшую повторяемость имели льды, толщина которыхизменялась в диапазоне 80–140 см (71 %). Количество старых льдов толщиной140–300 см на пути плавания судна составило около 18 %, из них 4 % толщиной200–300 см можно идентифицировать как многолетний лед (канадский пак). Лед

32

толщиной более 300 см на пути плавания в этом районе телеметрическим комп-лексом не зарегистрирован.

Движение судна в сплоченных льдах Арктического бассейна (от кромки льдовв северной части моря Лаптевых до Северного полюса) осуществлялось преиму-щественно во льдах толщиной 120–200 см (67 %). Зафиксированная измерениямитолщина однолетних льдов изменялась в пределах 40–160 см (54 %), с преоблада-нием льдов толщиной 100–160 см (48 %). Толщина старых льдов изменялась впределах 160–420 см (46 %), с преобладанием льдов толщиной 160–200 см (30 %).Указанный диапазон толщин характерен для двухлетнего льда. Возраст льда тол-щиной более 200 см (16 %) можно идентифицировать как трехлетний и старше.Такой лед был зафиксирован измерениями преимущественно в приполюсном рай-оне. В этом же районе были отмечены льды толщиной более 300 см, однако ихколичество составило незначительную величину – около 1%.

Распределение толщины льда на пути плавания каравана судов в районе по-иска льдины для создания лагеря дрейфующей станции СП-34 существенно отли-чается от соответствующих распределений на других участках. Протяженность путиплавания в однолетних льдах толщиной до 160 см составила 27 %, из них 22 %приходится на льды диапазона 120–160 см.

Ледовая обстановка, сложившаяся к сентябрю 2005 г. в районе поиска ледя-ного поля, пригодного для организации дрейфующей станции СП-34, была тако-ва, что многолетний лед отсутствовал. Преобладал двухлетний лед, зачастую в со-четании с толстым однолетним льдом в виде полей сморози. Иногда встречалисьобширные поля толстого однолетнего льда (уже на переходе в стадию остаточно-го) без включения двухлетнего. Обширное ледяное поле, на котором была органи-зована дрейфующая станция, представляло собой сморозь двухлетнего и толстогооднолетнего льда торосистостью до 3 баллов.

Результаты специальных судовых наблюдений являются необходимыми репер-ными данными для решения широкого круга задач, включая: анализ межгодовой исезонной изменчивости основных характеристик ледяного покрова в различных рай-онах Арктического бассейна и морей Сибирского шельфа; определение закономер-ностей пространственного распределения характеристик ледяного покрова; верифи-кацию данных спутниковых снимков, полученных во время выполнения плаваний;анализ влияния синоптических и гидрологических условий на перераспределениеледяного покрова Арктического бассейна, его ледообмена с морями Сибирского шель-фа; планирование и реализацию морских операций в Арктическом бассейне для про-ведения научных исследований, организации и эвакуации дрейфующих станций СП.

При изучении низкочастотных колебаний ледяного покрова на ледовых стан-циях и в период высадки дрейфующей станции СП-33 был выполнен анализ спектраколебаний ледяного покрова, выявивший ряд гармоник, характеризующих рас-пространение волн ледовой зыби (диапазон периодов 20–35 секунд) и изгибно-гравитационных волн с периодом 14–15 секунд. При этом под термином «ледоваязыбь» понимается низкочастотная компонента спектра морского волнения, фор-мирующаяся в результате трансформации энергии волн под ледяным покровом врайоне кромки. Природа происхождения ледовой зыби связана с реализацией про-странственного резонанса волн в системе ледяной покров – жидкость.

По результатам спектрального анализа колебаний ледяного покрова в пери-од регистрации волн зыби двумя взаимно-перпендикулярными сейсмонаклоно-мерами были выделены две основные гармоники с частотами 0,028 Гц (Т = 28,6 с)и 0,035 Гц (Т = 36 с). Результат поляризационного анализа колебаний соответ-ствующих частот показал, что зыбь в точку регистрации приходила с двух различ-ных направлений. Это указывает на то, что частотный состав гармоник различен взависимости от ориентации трассы распространения волн. При этом основным

33

параметром, формирующим частоту волн ледовой зыби, является средняя толщи-на льда вдоль трассы распространения (несколько сотен километров), расчетнаявеличина которой составила h0,028 = 2,8 м и h0,035 = 1,7 м.

Анализ наблюдений за колебаниями ледяного покрова позволил также, послеудаления тренда и проведения фильтрации колебаний, вызываемых зыбью, изгиб-но-гравитационными волнами и бортовой качкой судна, выявить периодическиепроцессы с частотами от единиц до нескольких десятков минут. Данные частотыколебаний характерны для «медленных волн», возбуждаемых предположительнокороткопериодными внутренними волнами в поверхностном слое океана.

Совместный анализ записей низкочастотных колебаний ледяного покрова ипараметров дрейфа показал:

– интенсивная генерация «медленных волн» в ледяном покрове происходилав периоды минимального значения скорости дрейфа судна;

– интервалы времени, в течение которых регистрировались «медленные вол-ны», совпадали с периодами, когда дрейф судна происходил в северо-западном изападном направлениях.

Такие особенности регистрации «медленных волн» можно объяснить наличиемслоя стратифицированной жидкости, прилегающей к нижней границе ледяного по-крова. В периоды дрейфа судна в западном и юго-западном направлении в результатеобтекания подводной части корпуса жидкостью происходило разрушение приповерх-ностного распресненного слоя. Датчики, регистрировавшие колебания ледяного по-крова и электропроводности, находились в «следе», формировавшемся дрейфующимсудном. В случаях, когда дрейф судна (и соответственно ледяного покрова) имелсеверо-восточное и восточное направление, датчики находились во фронтальной об-ласти, в которой разрушение стратифицированного слоя было минимальным. В этомслучае ледяной покров как бы «скользил» по слою жидкости, имеющей пониженнуюплотность (h < 2 м). При значительных скоростях дрейфа (более 10 см/c) волновыепакеты «медленных волн» практически не регистрировались, что связано, возможно,с разрушением слоя турбулентными потоками, вызванными обтеканием жидкостинеоднородностей нижней границы ледяного покрова.

Планируемое в 2007–2010 гг. проектирование и строительство нового НЭСдля ААНИИ требует срочного сбора и квалифицированного анализа информацииоб эксплуатационных особенностях действующего уникального НЭС «АкадемикФедоров». Построечная и эксплуатационная стоимость будущего НЭС будет зави-сеть от таких факторов, как: необходимый объем ледовых подкреплений корпусасудна, которые составляют существенную часть веса корпуса для судов высокихледовых категорий; достаточная, но не избыточная мощность главной энергети-ческой установки (поскольку большую часть времени НЭС эксплуатируется начистой воде и избыточная мощность ГЭУ ведет к неоправданно высоким эксплу-атационным расходам); установленное на судне специальное оборудование (ка-бельные лебедки и кран балки, гидрологические лебедки, вьюшки, помещениядля хранения кабелей). Поскольку стоимость специального оборудования состав-ляет 10–12 % от построечной стоимости судна, то оптимизация состава специаль-ного оборудования позволит сократить построечную стоимость будущего НЭС.Исследование перечисленных факторов впервые было включено в таком объеме впрограмму натурных испытаний НЭС. Прошедшая экспедиция предоставила уни-кальную возможность получить объективные данные по различным эксплуатаци-онным аспектам НЭС и после анализа использовать эти данные на этапах эскиз-ного и технического проектирования нового НЭС.

В результате проведенных работ получены предварительные данные о геоло-гическом строении верхней части рыхлого осадочного чехла в районе котловиныПодводников, хребта Менделеева, котловины Амундсена и желоба Воронина. Уста-

34

новлено, что осадки котловины Подводников представлены алевропелитами корич-нево-оливковой гаммы цветов. Изменчивость осадков по разрезу наблюдается, восновном, по цвету и по включениям. Микропалеонтологический и изотопныйанализы позволят точно определить возраст осадков, сейчас же его можно опреде-лить как плейстоцен-голоценовый на основании опубликованных данных для хреб-та Ломоносова и хребта Альфа. Донные отложения в желобе Воронина кардинальноотличаются от осадков котловины Подводников. Характер границы, выделяемой поплотности и цвету между вторым и третьим слоями, свидетельствует о резкой сменеусловий осадконакопления. Характер и распределение валунно-галечного материа-ла, по-видимому, определяется близкими источниками сноса и ледовым разносом.Литологический разрез колонок, полученных в районе хребта Менделеева, отлича-ется довольно сильным фациальным однообразием и схожестью строения по разре-зу. В целом осадки довольно неоднородны по цвету, плотности и составу, во фрак-ционном отношении представлены (преимущественно) алевропелитами и песчанис-тыми неоднородными алевропелитами, часто встречаются песчаные прослои, обычнос характерными марганцовистыми включениями и неокатанными или плохо ока-танными обломками размером до 0,7 см, расположенными в слое параллельно про-стиранию. Во всех колонках встречены крупные обломки разной степени окатанно-сти на различных горизонтах. Описанные осадки оливково-коричневых цветов сжелтоватыми, сероватыми и серо-голубыми оттенками с характерными пятнамибиотурбации и разводами, отвечающими различным окислительно-восстановитель-ным условиям. Пробы, взятые на ровном плато поднятия Менделеева, отличаютсяболее однородным строением по сравнению с колонками, отобранными на склонахи у подножия поднятия. Это свидетельствует о более спокойных условиях и болеемедленных скоростях осадконакопления. На склонах, вероятнее всего, имеют местомногочисленные оползневые процессы, выраженные в мутьевых потоках. Донныеотложения котловины Амундсена представлены алевропелитами и алевритами сразным содержанием песка и гравия, отдельными линзами и тонкими песчанымипрослоями, а также прослоями охристых обезвоженных глин и отдельными охрис-тыми пятнами. Впервые был изучен литологический разрез осадков в районе Се-верного полюса – до сих пор в распоряжении российских ученых были лишь пробыповерхностных осадков из этого места Северного Ледовитого океана.

Краткий обзор основных результатов работ Морского отряда в 21-м и 23-мрейсах НЭС «Академик Федоров» показывает, что все разделы работ, предусмот-ренные Программой экспедиционных исследований, были выполнены полнос-тью. По ряду направлений получены по существу принципиально новые результа-ты, требующие дальнейшего осмысления и глубокого, всестороннего анализа.

I.E.FROLOV, V.T.SOKOLOV, I.M.ASHIK

MAIN RESUME AND PRELIMINARY SCIENTIFIC RESULTSOF 21ST (AUGUST–OCTOBER, 2004) AND 23RD (JULY–SEPTEMBER, 2005)

VOYAGES OF RV «AKADEMIK FEDOROV»

The basic purposes and tasks of the highlatitude expeditions taking place in 2004 and 2005 onboard of RV «Akademik Fedorov» are briefly stated in paper; data on area of expeditions’ researches,main types of carried out observations and measurements are given, preliminary scientific results ofresearches are presented.

35

И.Е.ФРОЛОВ, И.М.АШИК, В.Т.СОКОЛОВ


ГИДРОФИЗИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ПРИДОННОГО СЛОЯГЛУБОКОВОДНЫХ РАЙОНОВ АРКТИЧЕСКОГО БАССЕЙНА

СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА

В статье представлены новые сведения о вертикальном распределении гидрологическиххарактеристик морской воды в центральной части Арктического бассейна. Данные получены порезультатам экспедиционных исследований с борта НЭС «Академик Федоров» во время высоко-широтного рейса 2005 года. Результаты анализа данных наблюдений позволили уточнить об-щие представления о вертикальной стратификации придонных вод глубоководных районов Арк-тического бассейна. На всех станциях, выполненных в этих районах, отчетливо прослежива-ется уменьшение температуры воды до горизонта температурного минимума, ниже которогопроисходит увеличение температуры воды. Наиболее вероятным источником тепла, обусловли-вающим формирование придонного прогретого слоя глубоководных районов Арктического бас-сейна СЛО, могут служить геотермические процессы, происходящие в недрах литосферы.

Исследование водных масс Северного Ледовитого океана, всего того много-образия свойств воды, которое встречается в конкретных географических услови-ях необходимо не только для понимания процессов формирования и трансформа-ции структуры и динамики вод, но также для изучения обмена энергии и веще-ства, климатических изменений, особенностей развития биосферы. СеверныйЛедовитый океан, как важное звено глобальной системы климатических процес-сов, играет роль одного из планетарных «стоков тепла», являясь вместе с тем «ис-точником» аномального прогрева атмосферы. Колебания интенсивности «источ-ников» и «стоков» тепла в значительной степени определяются океанологически-ми условиями. На протяжении многолетней истории исследования природы СЛОэтим вопросам уделялось много внимания, однако и на сегодняшний день в про-цессах формирования и трансформации водных масс СЛО, определении природыи оценки величины «источников» и «стоков» тепла остается много неясного.

Научная программа работ комплексной высокоширотной экспедиции «Арк-тика-2005», наряду с другими задачами, предусматривала выполнение океаноло-гических исследований, направленных на получение новых данных о гидрологи-ческих и гидрохимических условиях, сложившихся в Арктическом бассейне Се-верного Ледовитого океана в начале XXI в. Глубоководное зондирование океанаосуществлялось с борта НЭС «Академик Федоров», дрейфовавшего на открытойводе или в разводьях, при помощи CTD-зонда SeaBird 911+. Гидрологическиестанции, выполненные в ходе экспедиции, позволили получить данные о состоя-нии вод Арктического бассейна в районе хребта Менделеева, котловины Амундсе-на и хребта Ломоносова. Особый интерес представляет при этом новая информа-ции о состоянии придонного слоя вод котловины Амундсена.


УДК 551.46.06УДК 551.465.16(268)

Поступила 18 августа 2006 г.

36

В вертикальной структуре толщиморской воды приполюсного района хо-рошо выделяются четыре типа, соответ-ствующие устоявшимся представлениямо составе водных масс Северного Ледо-витого океана [7]: поверхностные аркти-ческие водные массы, промежуточныйслой арктических водных масс, глубин-ная атлантическая водная масса и при-донный слой (рис. 1). Толщина слоя по-верхностных арктических вод составля-ет 100–125 м, с диапазоном измененийтемпературы от –1,25 до –1,80 °С присолености от 30,80 до 34,36 ‰. Слойповерхностных арктических вод подсти-лает промежуточная арктическая воднаямасса, формирующаяся в результате пе-ремешивания нижних слоев арктическойводной массы и верхних слоев атланти-ческой водной массы. Данная воднаямасса несет в себе как признаки атланти-ческого слоя, так и признаки арктичес-кой водной массы. Толщина этого слоя вданном районе составляет 70–90 м, диа-пазон температуры слоя –0,1 ÷ –1,2 °C,соленость в переделах 33,80–34,20 ‰.Верхняя граница слоя атлантическойводной массы в приполюсном районеколеблется в пределах 175–195 м, ниж-няя граница находится в промежутке660–890 м. Горизонт залегания центраядра атлантических вод находится в пре-делах 275–360 м, температура воды в ядресоставляет 1,03–1,38 °C, а соленость34,84–34,86 ‰. Температура придонно-го арктического слоя, расположенногопод глубинными атлантическими вода-ми, находится в интервале от –0,63 до–0,77 °C, а соленость от 34,93 до 34,94 ‰.

Донные воды формируются в Североевропейском бассейне и поступают вАрктический бассейн СЛО через пролив Фрама под атлантическими водами, час-тично смешиваясь с ними. Они движутся на восток и север вплоть до хребта Ло-моносова. Через проходы в хребте часть донных вод проникает в притихоокеанс-кую область, но основная их масса проходит над хребтом, смешиваясь с нижнимслоем атлантических вод и образуя донные воды притихоокеанской части бассей-на [5, 6]. Некоторая часть донных вод образуется в самом Арктическом бассейнепри зимнем охлаждении и осолонении поверхностных вод у внешнего края мате-риковой отмели [5], а также в окраинных арктических морях при ледообразовании[7]. Выполненные ранее исследования показали, что эта водная масса характери-зуется отрицательной температурой от –0,4 до –0,9 °С и почти однородной соле-ностью от 34,90 до 34,95 ‰, при этом в условиях замкнутых котловин, в Аркти-ческом бассейне, хорошо проявляется повышение температуры воды ко дну. По

Рис. 1. Вертикальное распределение темпе-ратуры и солености воды на станции № 26 вкотловине Амундсена (1 – температура; 2 –соленость)

37

Примеч

ания:

HTm

in –

гор

изо

нт

с м

иним

альн

ой т

емпер

атур

ой в

оды

; T

min, S

1 –

тем

пер

атур

а и с

олен

ость

на

гори

зонте

тем

пер

атур

ног

о м

иним

ума;

Hb –

при

донны

й г

оризо

нт

стан

ции;

Tb,

S2

– т

емпер

атур

а и с

олен

ость

на

при

донном

гор

изо

нте

ста

нции;

∆T =

Tb –

Tm

in –

изм

енен

ие

тем

пер

атур

ы в

оды

от

гори

зонта

тем

пер

атур

ног

о м

иним

ума

до п

ридо

нног

о го

ризо

нта

; ∆T

/∆H

– г

ради

ент

тем

пер

атур

ы п

ридо

нног

о сл

оя в

оды

; *

– д

олго

та з

апад

ная

Табл

ица 1

Осн

овны

е ха

ракт

ерис

тики

сос

тоян

ия в

од п

ридо

нног

о сл

оя в

глу

боко

водн

ых

райо

нах

Арк

тиче

ског

о ба

ссей

на С

ЛО

38

Рис.

2. В

ерти

каль

ное

рас

пре

деле

ние

тем

пер

атур

ы и

сол

енос

ти п

ридо

нног

о сл

оя в

одны

х м

асс

на

стан

циях

№ 2

4 (а

), 2

6 (б

), 2

9 (в

) (1

– т

емпер

атур

а;2

– с

олен

ость

)

39

данным работы [8], такое увеличение температуры от верхней границы придон-ных вод ко дну составляет от 0,06 °С до 0,12 °С, соленость при этом либо совер-шенно однородна, либо увеличивается на 0,01–0,02 ‰.

Полученные в ходе экспедиции «Арктика-2005» данные позволяют уточнитьи конкретизировать общие представления о вертикальной стратификации при-донных водных масс глубоководных районов Арктического бассейна СЛО (табли-ца 1, рис. 2, 3). На всех станциях, выполненных в этих районах, отчетливо просле-живается уменьшение температуры воды до определенного горизонта (горизонтатемпературного минимума), ниже которого происходит увеличение температурыводы. Изменение температуры воды происходит при этом нелинейно: величинаградиента увеличивается по мере приближения ко дну. Соленость воды при этомслабо растет, однако на расстоянии 150–200 м от дна соленость или прекращаетувеличиваться или даже несколько уменьшается. Соответствующим образом ме-няется и плотность морской воды.

Положение горизонта температурного минимума и его величина в различ-ных районах глубоководной части Арктического бассейна различны. В восточнойи центральной части котловины Амундсена температурный минимум расположенна глубине 2550–2750 м, его величина составляет –0,76 ÷ –0,77 °С при солености34,92–34,93 ‰. В западной части котловины Амундсена температурный минимумзалегает на глубине 2850 м, его величина составляет –0,75 °С при солености 34,93 ‰.В притихоокеанской части Арктического бассейна горизонт температурного ми-нимума поднят на глубину 1865 м, значение минимума температуры придонныхвод здесь значительно выше –0,41 °С при солености 34,94 ‰. Полученные резуль-таты в целом хорошо согласуются с выводами, полученными ранее [5], о различи-ях в тепловом состоянии вод приатлантической и притихоокеанской частей Арк-тического бассейна. Встречая при своем продвижении на север хребет Ломоносо-ва, холодные придонные воды, поступающие из Североевропейского бассейна,поднимаются в более высокие горизонты. Переливаясь через хребет и смешиваясьс более теплыми водами, лежащими выше, они заполняют притихоокеанскую впа-дину. В результате температура придонной воды в приатлантической части Аркти-ческого бассейна оказывается ниже, чем в притихоокеанской части. Однако и впритихоокеанской и в приатлантической частях Арктического бассейна СЛО ха-рактер изменения температуры от горизонта температурного минимума ко днуимеет сходный характер. Градиент температуры придонного слоя воды составляетот 5,7⋅10–5 град/м до 7,8⋅10–5 град/м (табл. 1). Изменение температуры от горизонтатемпературного минимума до дна составляет от 0,02 до 0,12 °С. При этом надозаметить, что эти данные не вполне точны и сопоставимы, так как на разныхстанциях спуск зонда прекращался на разном расстоянии от дна, менявшемся впределах от 9 до 57 м. Толщина прогретого придонного слоя вод меняется от 320–960 м в менее глубоких частях котловины Амундсена до 1520–1760 м в централь-ной части котловины. Толщина прогретого слоя в котловине Подводников, распо-ложенной к востоку от хребта Ломоносова, составляет 1160 м.

Наиболее вероятным источником тепла, обусловливающим формирование при-донного прогретого слоя глубоководных районов Арктического бассейна СЛО, могутслужить геотермические процессы, происходящие в недрах литосферы. Первые дан-ные о величине тепловых потоков на дне Северного Ледовитого океана были получе-ны в 1966 г. в результате геофизических работ на дрейфующей станции «Чарли-2» [2]в районе Канадской котловины и хребта Менделеева. Первые отечественные измере-ния теплового потока через дно Северного Ледовитого океана были осуществлены надрейфующей станции «Северный полюс-15» в 1967 г. [2, 4]. К середине 1980-х гг.измерения теплового потока, хотя и неравномерно, были осуществлены на всех ос-новных тектонических структурах дна СЛО: хребте Ломоносова, хребте Менделеева,

40

Рис.

3. В

ерти

кал

ьное

рас

пре

деле

ние

тем

пер

атур

ы и

сол

енос

ти п

ридо

нног

о сл

оя в

одны

х м

асс

на

стан

циях

№ 3

3 (а

) и 3

4 (б

) (1

– т

емпер

атур

а;2

– с

олен

ость

) и T

S-д

иаг

рам

ма

(в)

41

рифтовой долине хребта Гаккеля, Канадской котловине, котловинах Макарова иАмундсена [1, 3]. Обобщение полученных данных (табл. 2) показало наличие поло-жительных тепловых потоков на всех структурах океанического ложа СЛО. Пони-женный, по сравнению со средними величинами, тепловой поток для хребта Менде-леева согласуется с представлениями о хребте как о погруженной части древней плат-формы. Значительная величина теплового потока и существенный разброс данных,полученных для хребта Гаккеля, свидетельствуют о наличии гидротермальной актив-ности в его районе. Восточная часть Северного Ледовитого океана вблизи шельфахарактеризуется умеренно низкими значениями теплового потока.

Таблица 2

Основные характеристики тепловых потоков на дне Северного Ледовитого океана(по данным [1, 2, 3, 4])

Связь между потоком тепла через дно Северного Ледовитого океана и ано-мальностью вертикального распределения основных гидрофизических характери-стик придонного слоя глубоководных районов Арктического бассейна представ-ляется достаточно очевидной. Вместе с тем можно предположить, что значитель-ный постоянно действующий источник тепла на дне Северного Ледовитого океа-на должен приводить к возникновению вертикальной неустойчивости вод при-донного слоя и появлению конвекции, охватывающей мощные слои океана. Дву-слойная структура придонных вод позволяет допустить возможность возникнове-ния внутренних волн на границе раздела слоев. Достоверным предположениемпредставляется существование не только вертикальной, но и горизонтальной нео-днородности распределения придонных вод, что в свою очередь должно приво-дить к формированию придонных течений и, соответственно, ускорению процес-сов водообмена и переноса осадков. Исследование этих процессов, оценка их мас-штабов и последствий требует проведения специально спланированных и постав-ленных комплексных натурных экспериментов.

Возможно, новые данные о распределении гидрофизических характеристикпридонного слоя вод глубоководных районов Арктического бассейна СЛО потре-буют некоторого пересмотра сложившихся представлений о циркуляции вод итермодинамических процессах в масштабах всего Северного Ледовитого океана.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Власенко В.И., Сальман А.Г., Томара Г.А., Баранов В.А. Данные измерений теплового пото-ка в восточной части Арктического бассейна // Теоретические и экспериментальные иссле-дования по геотермике морей и океанов. М.: Изд-во «Наука», 1984. C. 47–51.

42

2. Любимова Е.А., Никитина В.Н., Томара Г.А. Тепловые поля внутренних и окраинныхморей СССР. М.: Изд-во «Наука», 1976. 224 с.

3. Любимова Е.А., Сальман А.Г. О связи теплового потока с геологическими структурами днаСеверного Ледовитого океана // Теоретические и экспериментальные исследования по гео-термике морей и океанов. М.: Изд-во «Наука», 1984. С. 52–59.

4. Любимова Е.А., Томара Г.А. Методика и результаты исследований теплового потока черездно Северного Ледовитого океана // Теоретические и экспериментальные исследования погеотермике морей и океанов. М.: Изд-во «Наука», 1984. С. 43–46.

5. Никифоров Е.Г., Шпайхер А.О. Закономерности формирования крупномасшабных колебанийгидрологического режима Северного Ледовитого океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1980. 269 с.

6. Северный Ледовитый и Южный океаны. Л.: Изд-во «Наука», 1985. 501 с.

7. Советская Арктика. М.: Изд-во «Наука», 1970. 526 с.

8. Степанов В.Н. Мировой океан, динамика и свойства вод. М.: Изд-во «Знание», 1974. 255 с.

I.E.FROLOV, I.M.ASHIK, V.T.SOKOLOV

HYDROPHYSICAL PARAMETERS OF ARCTIC DEEP SEANEAR-BOTTOM LAYERS IN THE ARCTIC OCEAN

New data on vertical distribution of hydrological characteristics of seawater in the central part ofthe Arctic basin are presented in paper. The data are obtained by results of expeditions’ researches onboard of RV «Akademik Fedorov» during the 2005 high latitude research voyage. Results of the dataanalysis allow specifying the general representations about deep waters’ vertical stratification in theArctic basin. At all the stations executed in these areas, reduction of water temperature up to horizon oftemperature minimum is distinctly traced; whereas water temperature increase takes part below thatminimum. The most probable heat source determining the Arctic basin’s deep-water warm layer formationcan be geothermal processes taking place in interior lithosphere.

43


УДК 551.464+551.468

А.Е.НОВИХИН, В.М.СМАГИН


ВЛИЯНИЕ ПРИТОКА АТЛАНТИЧЕСКИХ ВОД НА ВЕРТИКАЛЬНОЕРАСПРЕДЕЛЕНИЕ БИОГЕННЫХ ЭЛЕМЕНТОВ

В АРКТИЧЕСКОМ БАССЕЙНЕ

Атлантические воды, поступающие в Арктический бассейн на современном этапе, кромеповышенной температуры, характеризуются также повышенными концентрациями ряда био-генных элементов и более низким содержанием растворенного кислорода. Анализ разрезов в зонематерикового склона северной части Карского моря выявил изменение вертикального распреде-ления биогенных элементов и растворенного кислорода благодаря притоку более теплых, посравнению с климатической нормой, атлантических вод начиная с 1975 года. Наиболее заметноэто изменение проявилось с 1992 г. Также замечен процесс вытеснения придонных водных массВосточно-Сибирского моря из северо-восточной части шельфа моря Лаптевых. Дальнейшееувеличение влияния атлантических вод может привести к перестройке вертикальной гидрохи-мической структуры в зоне сибирского материкового склона.

ВВЕДЕНИЕ

Поступающие в Арктический бассейн на современном этапе атлантическиеводы, кроме повышенной температуры, характеризуются также повышенными кон-центрациями ряда биогенных элементов и более низким содержанием растворен-ного кислорода. Таким образом, изменения притока атлантических вод влекут засобой также и изменения в распределении биогенных элементов, что в свою оче-редь может отразиться на первичной продуктивности рассматриваемых районов.

Согласно исследованиям [5] большая часть изменений теплозапаса мировогоокеана, включая Северную Атлантику, за последние 50 лет отмечается в слое 0–700 м. Накопление тепла началось приблизительно с 1970 г. Отмечается локаль-ный минимум в 1980-х гг., после чего с начала 1990-х гг. теплозапас снова началрасти. Похожая картина наблюдается и в Арктических морях.

ДАННЫЕ И МЕТОДЫ

В работе использованы данные о концентрациях биогенных элементов, ак-кумулированные в базе данных Российско-американского электронного гидрохи-мического атласа Северного Ледовитого океана [4]. Использованная часть данныхохватывает период с 1945 по 2005 г. Однако основная часть данных приходится налетний сезон (июль–октябрь), в то время как зимних данных недостаточно.

Были построены вертикальные профили распределения температуры и гид-рохимических параметров через 20° по долготе (от 60 до 180° в.д.) для выявлениясреднего многолетнего положения ядра атлантических вод. Вдоль среднего много-летнего положения ядра были построены разрезы многолетнего распределениятемпературы, растворенного кислорода, кремния и фосфатов. Разрез был поделенна 4 части, для каждой из которых проводился отдельный анализ.

′

Поступила12 марта 2007 г.

44

Для выявления изменений в вертикальной гидрохимической структуре былипостроены разрезы вдоль кромки шельфа морей Карского и Лаптевых за периодыс 1945 по 1990 г. и с 1990 по 2005 г., что соответствует периодам пониженного иповышенного влияния атлантических вод на исследуемый район. К сожалению,выполнить подобные исследования для шельфового склона Восточно-Сибирскогоморя не позволяет малое количество гидрохимических данных 1990–2005 гг.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Гидрохимический режим арктических морей формируется под воздействиемцелого комплекса факторов. С одной стороны, это влияние атлантических вод ипроцессы взаимодействия с водами материкового стока. С другой стороны, этогидрометеорологические условия, циркуляция вод в пределах границ моря, влия-ние рельефа дна, образование и таяние льда, неравномерность распределения ле-дяного покрова, неравномерность обмена энергией и веществом с атмосферой идонными осадками, гидробиологические условия, биохимические и физико-хи-мические процессы. Воздействие различных факторов взаимосвязано и изменяет-ся с хорошо выраженной цикличностью [1, 3, 8].

Летом в северной и западной частях Карского моря режим определяется, восновном, поступающими из Арктического бассейна плотными и холодными во-дами атлантического происхождения. В осенне-зимний период на мелководныхучастках моря в результате развивающейся при ледообразовании вертикальнойконвекции водная толща становится почти однородной по глубине по своим ха-рактеристикам. Лишь в глубоководных желобах Карского моря отмечается значи-тельное влияние теплых промежуточных атлантических вод.

Наибольшие различия в вертикальном распределении кислорода в Карском моренаблюдаются между северными глубоководными районами и южным мелководьем,где на гидрохимическом режиме сильно сказывается влияние речного стока. Харак-терной особенностью глубоководной части моря является наличие промежуточногоминимума кислорода на глубине 70–75 м, совпадающего с минимумом температурыи слоем скачка плотности. Очевидно, этот минимум кислорода связан со скоплениемв этом районе остатков детрита на границе раздела вод различной плотности, наокисление которого и расходуется кислород. На глубине 100–200 м наблюдается слоймаксимума насыщения. Здесь, как правило, наблюдаются максимальные температу-ры, что указывает на поступление в северную часть Карского моря со стороны Аркти-ческого бассейна вод атлантического происхождения. Поступление атлантическихвод прослеживается в северо-западном районе моря в течение всего года.

При анализе западной части разреза вдоль среднего многолетнего положе-ния ядра атлантических вод (60–90° в.д.) видно, что основные изменения нача-лись с 1975 г., а в период с 1980 по 1985 г. отмечается некоторое ослаблениепритока атлантических вод (рис. 1). Затем наиболее ярко изменения в ядре атлан-тических вод прослеживаются с 1992 г. Эти результаты хорошо согласуются с дан-ными, приведенными в работе [5]. Параллельно с изменениями температуры про-изошло уменьшение содержания растворенного кислорода, что вызвано уменьше-нием растворимости вследствие повышения температуры воды. Отмечается такженекоторое увеличение концентраций кремния и фосфатов, причем увеличениеконцентраций последних особенно выражено в период после 1985 г., когда отме-чается наиболее заметное увеличение температуры ядра атлантических вод.

Вторая часть разреза (90–120° в.д.) затрагивает северо-западную глубоковод-ную часть моря Лаптевых. Эта часть разреза наименее обеспечена гидрохимичес-кими данными.

Поверхностные водные массы этой части моря Лаптевых хорошо насыщенырастворенным кислородом – до 110 %, а у кромки льда насыщение кислородом

45

Рис. 1. Многолетняя изменчивость биогенных элементов на участке 60–90° в.д. (Карскоеморе) разреза вдоль среднего многолетнего положения ядра атлантических вод

46

нередко достигает 125 %. Концентрации кремния, фосфатов и нитратов в этих вод-ных массах очень низкие, часто около нуля. Отмечаются низкие значения щелочно-го коэффициента и высокие величины водородного показателя (рН) – до 8,30.

На глубине более 80 м сказывается отепляющее влияние атлантических про-межуточных водных масс Арктического бассейна. Содержание растворенного кис-лорода в них составляет 7,0÷7,2 мл/л, кремния – 150÷200 мкг/л, фосфатов – 150÷180мкг/л. Характерные значения рН составляют 8,15÷8,20 ед., а щелочного коэффи-циента – 680÷700 ед. [2, 7].

С начала 1990-х годов здесь также отмечается увеличение температуры ат-лантических вод. Присутствует, хотя и менее выражено, локальный минимум тем-пературы в 1980-х гг. В этой части разреза концентрации кремния в слое атланти-ческих вод изменяются незначительно. Отмечается лишь их уменьшение в повер-хностной структурной зоне. Адвекция атлантических водных масс в последниегоды обусловила также аномальное распространение речного стока в море Лапте-вых – поверхностные водные массы, подвергшиеся воздействию речного стока,оказались зажатыми в юго-западных районах моря.

Третья часть разреза (120–150° в.д.) относится к северо-восточной части моряЛаптевых. Характер многолетнего изменения температуры атлантических вод вэтой части разреза сохраняется. Отмечается некоторое увеличение концентрацийкислорода с 1975 г. Изменения концентраций растворенного кислорода хорошосогласуются с уменьшением концентраций кремния, на окисление которого кис-лород расходуется.

В части разреза между 150° и 180° в.д. также имеет место увеличение темпе-ратуры атлантических вод в период 1993–1994 г. (рис. 2). С этого времени доста-точно четко прослеживается уменьшение концентраций кремния в слое атланти-ческих вод, обладающих пониженным содержанием силикатов, и увеличение со-держания растворенного кислорода, изменение концентраций которого зависитот уменьшения концентраций кремния. Также отмечается заметное уменьшениеповерхностных концентраций фосфатов в тот же период и на тех же горизонтах,как и при уменьшении содержания кремния.

Для выявления изменений в вертикальной гидрохимической структуре былпроанализирован разрез вдоль шельфового склона морей Карского и Лаптевых (от60 до 150° в.д.). Анализ разрезов в северной части желобов Св. Анны и Воронинав Карском море выявил значительное повышение температуры атлантических води связанное с ним падение концентраций растворенного кислорода. Увеличениепридонных концентраций кремния, вероятно, обусловлено взмучиванием донныхотложений под действием течения атлантических вод, взаимодействующего с дон-ными отложениями на склоне желоба Св. Анны.

При анализе всего разреза от Карского моря до западной части Восточно-Сибирского моря также заметно увеличение температуры атлантических вод (рис. 3).Интересной особенностью восточной части разреза является падение концентра-ций кремния в поверхностной структурной зоне. Повышенное содержание крем-ния в этом районе характерно для водных масс Восточно-Сибирского моря.

Согласно схеме водных масс в море Лаптевых [6] повышенные концентра-ции кремния на приведенном выше разрезе до 1990 г. обусловлены присутствиемпридонных водных масс Восточно-Сибирского моря. Однако в связи с усилениемвлияния атлантических вод происходит оттеснение восточно-сибирских водныхмасс к востоку. При условии, что данная тенденция сохранится в дальнейшем,гидрохимическая структура восточной части моря Лаптевых и, соответственно,придонные концентрации кремния в северо-восточной части шельфа моря Лапте-вых могут претерпеть изменения, что отразится на видовом составе организмов,обитающих в этом районе моря Лаптевых.

47

Рис. 2. Многолетняя изменчивость биогенных элементов на участке 150–180° в.д. (Восточно-Сибирское море) разреза вдоль среднего многолетнего положения ядра атлантических вод

48

Рис. 3. Многолетняя изменчивость биогенных элементов на разрезе вдоль шельфового склонаморей Карского и Лаптевых (60–150° в.д.) за периоды 1945–1990 гг. (слева) и 1990–2005 гг.(справа)

Что касается поверхностных вод, то на примере Карского моря можно пока-зать, что хотя изменения распределения и концентраций биогенных элементов всвязи с увеличением притока атлантических вод хорошо заметны в слое их рас-пространения, в Карском море они не касаются распределения гидрохимическихпараметров в поверхностной структурной зоне. Как отмечалось выше, при анали-зе пространственного распределения гидрохимических параметров в слое 0–50 мКарского моря эти изменения не обнаружены.

ВЫВОДЫ

Таким образом, под влиянием увеличения притока атлантических вод про-исходит изменение вертикального распределения растворенного кислорода и си-ликатов в северной части желобов Св. Анны и Воронина в Карском море.

Происходит процесс вытеснения придонных водных масс Восточно-Сибир-ского моря из северо-восточной части шельфа моря Лаптевых.

Дальнейшее увеличение влияния атлантических вод на современном этапеможет привести к перестройке вертикальной гидрохимической структуры в зонематерикового склона морей Сибирского шельфа. В то же время имеющихся на-турных данных часто крайне мало для проведения исследований изменчивостигидрохимической структуры. В связи с этим требуется организация постоянныхнаблюдений за океанографическим режимом в зоне материкового склона.


1. Пивоваров С.В. Химическая океанография арктических морей России. СПб.: Гидрометео-издат, 2000. 88 с.

2. Пивоваров С.В., Смагин В.М. Гидрохимические исследования в море Лаптевых в 1993 г. //Научные результаты экспедиции ЛАПЭКС-93. СПб.: Гидрометеоиздат, 1994. С. 210–221.

49

3. Смагин В.М., Русанов В.П., Катунин И.М. Гидрохимический режим и охрана вод низовьеви устьев рек западной Сибири и Карского моря в связи с перераспределением водныхресурсов // Проблемы Арктики и Антарктики. 1980. Вып. 55. С. 61–66.

4. Hydrochemical atlas of the Arctic Ocean. St. Petersburg, Fairbanks. 2001.

5. Levitus S., Antonov J., Boyer T. Warming of the World Ocean, 1955–2003 // Geophysicalresearch letters. 2005. Vol. 32, L02604, doi:10.1029/2004GL021592.

6. Nitishinsky M., Pivovarov S., Holemann J. Water column structure and interannual variability ofhydrochemical parameters at the transect along 75°30' N across the Laptev Sea in summer //ACSYS Final Conference: Book of Abstracts, WCRP-118 (CD), WMO/TD. № 1232. St.-Petersburg,Russia. 2004. P. 4.

7. Pivovarov S.V., Smagin V.M. Distribution of oxygen and nutrient in the Laptev Sea in summer //H.Kassens et al. (Eds.) Russian-German Cooperation: Laptev Sea System. Peports on Polar Research.1995. № 176. P. 135–141.

8. Pivovarov S., Schlitzer R., Novikhin A.. River run-off influence on the water mass formation in theKara Sea // Siberian River Run-off in the Kara Sea: Characterisation, Quantification, Variability, andEnvironmental Significance. Proceedings in Marine Sciences. Vol. 6. Elsevier, Amsterdam. 2003.P. 9–27.

A.E.NOVIKHIN, V.M.SMAGIN

INFLUENCE OF THE ATLANTIC WATERS INFLOW ON THE NUTRIENTSVERTICAL DISTRIBUTION IN THE ARCTIC OCEAN

The Atlantic waters inflowing to the Arctic Ocean at present days have lower oxygen and silicatesconcentrations together with higher temperature. Analysis of the transects in the Kara Sea continentalslope region has revealed an altering of nutrients vertical distribution. This is an effect of the Atlanticwaters inflow which have higher temperature in comparison with the climatic mean since 1975. Thiswarming is more evident since 1992. Also, there is a displacement process of East-Siberian Sea watermasses from the north-eastern part of the Laptev Sea. Further increasing of the Atlantic waters influencecould cause the vertical hydrochemical structure reconstruction in the Siberian continental slope region.

50

В.Ф.РАДИОНОВ, Е.И.АЛЕКСАНДРОВ, Н.Н.БРЯЗГИН


МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ В ОКОЛОПОЛЮСНОМРАЙОНЕ СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА

(ПО ДАННЫМ НАБЛЮДЕНИЙ НА ДРЕЙФУЮЩИХ СТАНЦИЯХ«СЕВЕРНЫЙ ПОЛЮС-32, 33, 34»)

В статье представлены новые сведения о метеорологических условиях в центральнойчасти Арктического бассейна. Они получены по результатам систематических метеорологи-ческих наблюдений на дрейфующих станциях «Северный полюс-32, 33, 34» в 2003–2006 гг.Проведено сравнение вновь полученных характеристик с режимными параметрами, характер-ными для предшествующих десятилетий, и с условиями, наблюдавшимися в околополюсномрайоне 100 лет назад в период дрейфа судна «Фрам». Результаты метеорологических наблюде-ний на дрейфующих станциях СП-32, 33, 34 инструментально подтвердили, что в Централь-ной Арктике температура воздуха повысилась по сравнению с температурами, измерявшимисяна дрейфующих станциях в предшествующие десятилетия. Это повышение происходило нафоне начавшегося с середины 1960-х гг. общего потепления Арктики, в настоящее время срав-нимого по величине с потеплением 1930-х гг.

ВВЕДЕНИЕ

В 2003 г. после двенадцатилетнего перерыва в Северном Ледовитом океаневозобновились наблюдения на дрейфующих станциях «Северный полюс» (СП).К настоящему времени уже закончился дрейф станций СП-32, СП-33 и СП-34.Значительная часть их маршрута пролегала непосредственно в околополюсномрайоне Северного Ледовитого океана (СЛО). Это дает возможность продолжитьизучение особенностей метеорологического режима центральной части Арктичес-кого бассейна на основе данных прямых инструментальных измерений метеоро-логических параметров. Описание метеорологических условий в 2003 г. по дан-ным наблюдений на СП-32 было представлено в работе [6]. Новые данные метео-рологических наблюдений на СП-33 и на СП-34 позволяют уточнить современ-ные параметры метеорологического режима в околополюсном районе и сравнитьих с наблюдавшимися почти 70 и 100 лет назад соответственно на СП-1 и нахо-дившемся в дрейфе судне «Фрам».

МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ РЕЖИМ В ОКОЛОПОЛЮСНОМ РАЙОНЕ СЛО

Метеорологический режим высоких широт Северного полушария формиру-ется в результате взаимодействия разнообразных климатообразующих факторов.Одной из основных особенностей, формирующих режим солнечной радиации ипогоды вблизи полюса, является чередование полярных дня и ночи. На широте85° с.ш. полярный день длится с 31 марта по 12 сентября, а полярная ночь – с 8октября по 6 марта, севернее они начинаются раньше и заканчиваются позднее.


УДК 551.506.5 (98) Поступила 6 апреля 2006 г.

51

Во время полярного дня Солнце (центр его диска) не опускается под горизонтниже 50 угловых минут, а во время полярной ночи Солнце остается все время подгоризонтом, ниже 50 угловых минут.

Характерной подстилающей поверхностью в районе полюса являются мно-голетние паковые льды, покрытые снегом. Снежный покров эффективно препят-ствует теплообмену океана с атмосферой. Наличие снежного покрова на льдах напротяжении более чем 320 дней в году (в отдельные годы снег полностью нестаивает вообще) обусловливает высокие значения альбедо подстилающей по-верхности и тем самым уменьшает количество поглощенной солнечной энергии.В результате радиационный баланс положителен только с мая по август и егомаксимальные месячные суммы в июле не превышают 150 МДж/м2. Годовоезначение радиационного баланса в районе полюса отрицательно и достигает ве-личины –40 МДж/м2 [2].

Вблизи полюса значения среднемесячной температуры с февраля по августниже, а с сентября по январь несколько выше, чем для остальной части Арктичес-кого бассейна [2].

Минимум среднемесячной температуры воздуха приходится на февраль иравен –36,2 °С, а максимум отмечается в июле и составляет –0,4 °С. Межгодоваяизменчивость температуры в холодные месяцы года близка к 3 °С, а летом значи-тельно меньше и в июле в околополюсном районе не превышает 1 °С. Абсолют-ный максимум, отмеченный в районе, составляет около 4 °С, а минимум –56 °С.

Давление воздуха в Арктическом бассейне тесно связано с циркуляционны-ми условиями. Основной максимум в годовом ходе давления в околополюсномрайоне приходится на апрель–май, когда уменьшаются термические и барическиеградиенты и начинает заполняться исландская депрессия. Минимум в годовомходе давления наблюдается в июле-августе, когда в западной части Арктическогобассейна образуется обширная депрессия. Межгодовая изменчивость среднеме-сячного давления в районе полюса составляет около 4 гПа в летние месяцы и 6–9 гПа в зимние.

Режим осадков характеризуется максимумом в августе-сентябре (23 мм) иминимумом в апреле или мае (8 мм). Годовая сумма осадков в районе полюсасоставляет около 167 мм. Твердые осадки выпадают в течение всех месяцев, ажидкие наблюдались с июня по сентябрь [2].

В околополюсном районе характерна сравнительно однородная поверхность,без крупных видов рельефа, вследствие чего повторяемость направлений ветрапочти равномерно распределяется в течение года, в среднем приходится около12 % на каждый из 8 румбов. Годовой ход скорости ветра практически отсутствует.Среднемесячная скорость ветра в течение года колеблется всего от 4,6 до 5,3 м/с.Наибольшие среднемесячные скорости ветра в холодные месяцы могут достигать7–8 м/с. Измеренный максимум скорости ветра на дрейфующих станциях в око-лополюсном районе был отмечен в феврале и составил 25 м/с [2].

РЕЗУЛЬТАТЫ НАБЛЮДЕНИЙ НА ДРЕЙФУЮЩИХ СТАНЦИЯХ СП-32, 33, 34

Маршруты дрейфа станций СП-32 (2003/04 г.), СП-33 (2004/05 г.), СП-34(2005/06 г.), а также дрейфа в 1895 г. судна «Фрам» показаны на рис. 1. Данныепрямых наблюдений метеорологических параметров на дрейфующих станциях СП-32, 33, 34, а также на СП-1 и «Фраме» ниже сравниваются с величинами этихпараметров, полученных по данным наблюдений на дрейфующих станциях с июня1954 г. (СП-3) по май 1988 г. (СП-29) в районе к северу от 85° с.ш. Всего за этотпериод в околополюсном районе дрейфовала 21 станция с общей продолжитель-ностью работы 242 месяца (табл. 1). Данные наблюдений на дрейфующих станци-ях с СП-1 по СП-31 опубликованы в [1, 9], а на судне «Фрам» – в [9].

52

По данным этих станций для околополюсного района севернее 85° с.ш. былиполучены среднемноголетние значения среднемесячной температуры воздуха, ат-мосферного давления, скорости ветра, месячных сумм осадков, а также их средне-квадратические отклонения и экстремумы (табл. 2). Приведенные здесь значения(нормы) температуры и давления и их среднеквадратические отклонения (СКО)

Рис. 1. Среднемесячное положение дрейфующих станций «Северный полюс» в околопо-люсном районе в 1954–1988 гг. (а). Маршрут дрейфа СП-32 в июне 2003 – феврале 2004 г.,СП-33 в сентябре 2004 – августе 2005 г., СП-34 в сентябре 2005 – феврале 2006 г. и маршрутдрейфа корабля «Фрам» в 1895–1896 гг. (б)

Таблица 1

Периоды работы станций СП в околополюсном районе

53

несколько отличаются от опубликованных ранее в [6]. Это связано с тем, что в [6]эти величины вычислялись по данным наблюдений только в районе дрейфа СП-32, а не для всей области севернее 85° с.ш., и с учетом данных СП-1.

Средние месячные значения температуры, их среднеквадратические откло-нения и экстремальные величины за время дрейфа каждой из станций СП-32, 33,34 приведены в табл. 3. В ней же для сравнения представлены эти же параметры,полученные по данным наблюдений во время дрейфа «Фрама».

Приведенные в табл. 3 величины свидетельствуют о существенном повыше-нии температуры воздуха в приполюсной области за столетие со времени дрейфа«Фрама». Результаты наблюдений за температурой воздуха на дрейфующих стан-циях СП-32, 33 и 34 и сопоставление их с многолетней нормой в районе дрейфастанций (см. табл. 2) также свидетельствуют о потеплении в околополюсном рай-оне Центрального Арктического бассейна и за последние десятилетия.

Величины аномалий среднемесячной температуры воздуха относительно нор-мы за 1954–1988 гг. и их нормированные на стандартное отклонение значения надрейфовавших в 2003–2006 гг. станциях «Северный полюс» приведены в таблице 4.Аномалии в большинстве случаев положительны. Наиболее крупные аномалии (бо-лее 3σ) были отмечены в мае 2005 г. на СП-33 и в январе 2006 г. на СП-34. Надоотметить, что для северной полярной области 2005 г. стал наиболее теплым годом вширотной зоне 60–85° с.ш. за весь период инструментальных наблюдений, что так-же сказалось на температурных условиях околополюсного района. Здесь же в табли-

Таблица 2

Средние месячные значения температуры (Т), давления (Р), осадков (q) и скорости ветра (V),их среднеквадратические отклонения (σσσσσ), среднемесячные экстремумы и абсолютные

экстремумы по данным срочных наблюдений (Абс. max и Абс. min) в области севернее 85° с.ш.

54

це 4 приведены аномалии среднемесячных температур воздуха, полученных во вре-мя дрейфа корабля «Фрам» в 1895 г., относительно месячных норм за тот же самыйпериод 1954–1988 гг. в пределах той же околополюсной области севернее 85° с.ш.Видно, что, за исключением мая–июля, они отрицательны. Нормированные значе-ния как отрицательных, так и положительных аномалий невелики – около илименее 1σ. Сопоставление наблюдений на «Фраме» с наблюдениями на дрейфующихстанциях в 1950–1990-х гг. и в первой половине 2000-х гг. позволяет сказать обольшей устойчивости термического режима в околополюсном районе по сравне-нию с остальной частью северной полярной области. Увеличение температуры здесьпроисходит, однако эти изменения протекают медленнее, чем ожидалось по оцен-кам различных моделей климата [4]. Вместе с тем следует отметить появление но-вых, существенно увеличенных относительно нормы, значений среднемесячных тем-ператур воздуха в околополюсном районе по данным наблюдений в феврале и мае–июне 2005 г. на СП-33 и в январе 2006 г. на СП-34 (см. табл. 3 и 4).

Таблица 3

Средние месячные значения температуры (T), их среднеквадратические отклонения (σσσσσT) инаибольшие (Tmax) и наименьшие (Tmin) температуры, измеренные в синоптические сроки,

в периоды дрейфа СП-32, 33, 34 и судна «Фрам»

Примечание: Для СП-33 и СП-34 средние значения в сентябре рассчитаны за период с 10 по 30 ис 19 по 30 сентября соответственно.

55

Представляется интересным реконструировать температурный ряд в околопо-люсном районе в промежутке между 1988 г. (последние наблюдения на дрейфую-щих станциях непосредственно к северу от 85° с.ш.) и вновь появившимися наблю-дениями в этом районе в 2003–2006 гг. Надо отметить, что в околополюсном райо-не станции «Северный полюс» дрейфовали не каждый год. Так, например, полнос-тью отсутствуют данные наблюдений в этом районе за 1960, 1962, 1965, 1975–1977,1979 и 1985 гг. Для восстановления отсутствующих данных использована методикаЗ.М.Прик обработки данных на дрейфующих станциях и приведения их к много-летнему периоду с использованием данных опорных станций [5]. Средние коорди-наты группы дрейфовавших севернее 85° с.ш. станций были условно отнесены кполюсу. В качестве опорных станций были взяты Норд, Алерт, Исаксен, Моулд-Бей, Рудольфа, Визе, Котельный. Данные с этих станций были использованы длявосстановления пропусков в рядах температуры следующим образом. Были постро-ены карты аномалий температуры воздуха в околополюсном районе по даннымопорных станций и всех дрейфующих станций. Аномалии рассчитывались относи-тельно средних многолетних значений для каждого из месяцев за период 1954–1988 гг. по данным как опорных станций, так и станций, дрейфовавших севернее85° с.ш. С построенных карт снимались значения аномалий в точке полюса в те

Таблица 4

Аномалии (∆∆∆∆∆Т) и нормированные аномалии (∆∆∆∆∆Т/σσσσσ) среднемесячной температуры воздухана дрейфующих станциях СП-32, 33, 34 и судне «Фрам»

Примечание: выделены относительные аномалии, превышающие удвоенное стандартное отклонение.

Таблица 5

Величины средних (Х1) и среднеквадратических отклонений (σσσσσ1) исходного ряда температурыи средних (Х2) и среднеквадратических отклонений (σσσσσ2) ряда с восстановленными значениями

56

Рис. 2. Временные ряды аномалий среднегодовой температуры воздуха и температуры от-дельных сезонов в околополюсном районе

57

месяцы, в которые не было измерений в околополюсной области. К этим значени-ям прибавлялась норма этого месяца, рассчитанная по данным наблюдений на дрей-фующих станциях в околополюсном районе. Полученное значение принималось вкачестве восстановленного. Качество восстановления можно оценить по данным,приведенным в табл. 5. В ней представлены средние многолетние значения средне-месячных температур и их СКО для исходного ряда температуры и для ряда, полу-ченного после восстановления отсутствующих значений.

Различия между средними многолетними значениями температур в исход-ном и пополненном рядах в целом на порядок меньше их дисперсий в каждый измесяцев.

Временные ряды аномалий среднегодовой температуры воздуха и средних тем-ператур зимнего и летнего сезонов (с учетом восстановленных значений) для терри-тории околополюсного района представлены на рис. 2. В межгодовых измененияхсреднегодовой температуры наблюдалось ее понижение до середины 1960-х гг. ирост в последующие годы. Наиболее низкая среднегодовая температура воздуха на-блюдалась в 1964 г. Аномалия тогда была –1,4 °С (–2,4σ). Наиболее высокая – в2002 и 2005 г. с аномалией 1,9 °С (3,2σ). В холодном сезоне можно выделить триветви понижения температуры: 1956–1966, 1974–1979 и 1984–1998 гг. Наиболеенизкая температура воздуха с аномалией –2,1 °С (–2,1σ) наблюдалась в 1979 г.,наиболее высокая аномалия в 2005 г. составила 3,6 °С (3,6σ). В летние месяцымежгодовая изменчивость средней температуры была существенно меньше, чем зимойи в целом за год.

Величины параметров линейного тренда средних за год, за зимний и летнийсезоны температур с 1954 по 2005 г., а также за последние 30 и 10 лет представле-ны в табл. 6. За период 1954–2005 гг. значение линейного тренда среднегодовойтемпературы воздуха района статистически значимо. Тренд роста среднегодовойтемпературы составляет около 0,2 °С/10 лет (увеличение примерно на 1 °С за 52года). Статистически значимые линейные тренды присутствуют в изменениях тем-пературы переходных сезонов. Более всего с 1954 г. выросла температура весенне-го сезона, примерно на 1,7 °С за 52 года.

За последние 30 лет статистически значимый линейный тренд присутствует вовсех сезонах, кроме летнего, и в целом за год. Рост среднегодовой температуры с1976 г. составил 1,5 °С. Самый большой тренд отмечен в изменениях температурыосеннего сезона – около 2,2 °С за 30 лет. Наличие значительных положительныхтрендов зимней и осенней температур связано с их возрастанием в последние годы.

Таблица 6

Параметры линейного тренда средней за сезон и среднегодовой температуры воздухав околополюсном районе

Примечание: Bx – коэффициент линейного тренда; D – величина дисперсии, выбираемой линей-

ным трендом; Р – доверительная вероятность (приводится, если Р превышает 90 %).

58

Рис. 3. Аномалии среднесуточной температуры воздуха с 20 сентября по 15 января на СП-1(1937/38 г.), СП-32 (2003/04 г.), СП-33 (2004/05 г.), СП-34 (2005/06 г.) и «Фраме» (1895 г.)

Оценки спектральной плотности временных рядов температуры воздуха запериод 1954–2005 гг. в околополюсном районе показали наличие долгопериоднойсоставляющей в среднегодовой температуре и температуре зимнего сезона, а так-же позволили выделить характерные периоды колебаний. В межгодовой изменчи-вости среднегодовой температуры воздуха выделяются колебания с периодом око-ло 5 лет и 2 года, в зимней температуре – колебания с периодом 4 и 2 года, влетней – 10 лет и 2 года.

Насколько многолетняя тенденция потепления в Центральном Арктическомбассейне проявилась в околополюсном районе, можно представить по приведен-ным на рис. 3 данным.

На нем показаны временные ряды аномалий среднесуточной температурывоздуха на станциях СП-1, 32, 33, 34 и судне «Фрам» в осенний и начале зимнегосезона. Многолетние нормы среднесуточных температур вычислены по даннымсрочных наблюдений на станциях СП, дрейфовавших в 1954–1988 гг. севернее85° с.ш. Выбор представленного на рисунке четырехмесячного периода года свя-зан с периодами наблюдений на дрейфующих станциях СП-32, 33, 34 и желаниеммаксимально полно представить результаты измерений в совпадающие интервалыгода. Кроме того, в работе [6] было показано, что с июня (начало дрейфа СП-32)

59

по конец августа наблюдается достаточно гладкий ход и хорошее совпадение сред-несуточных температур, измеренных на СП-32 в 2003 г. и «Фраме» в 1895 г., с ихмноголетними нормами. Наибольшие расхождения с многолетними нормами на-чались со второй половины сентября.

Основной особенностью представленных на рис. 3 данных за рассматривае-мый интервал года является превалирование числа положительных аномалий тем-пературы над количеством отрицательных на СП-32, 33 и 34, как это было и наСП-1 в 1937 г. в период т.н. потепления Арктики. Особенно крупные аномалии,достигавшие 15–20 °С, отмечены в декабре 2005 – в первой половине января 2006 г.В этот промежуток среднесуточные температуры воздуха на СП-34 составляли око-ло –5 °С. Среднемесячная температура воздуха в январе 2006 г. оказалась наиболеевысокой за весь период инструментальных наблюдений в околополюсном районе(–16,6 °С при норме –32,7 °С, среднемесячные координаты: 87,63° с.ш., 93,43° в.д.).

На «Фраме» в 1895 г. аномалии среднесуточных температур были по величи-не в целом меньше и до начала января их положительные и отрицательные значе-ния чередовались более равномерно, чем на дрейфующих станциях.

Преобладание положительных аномалий температуры в околополюсной зоне восенне-зимние сезоны последних лет соответствует характеристикам поля темпера-туры во всей области, расположенной севернее 60° с.ш. В 2005 г. положительнаяаномалия среднегодовой температуры воздуха в зоне севернее 60° с.ш., рассчитанная

Таблица 7

Измеренные (q) и исправленные (qcorr) месячные суммы осадков и их суточные максимумы(max q, max qcorr) в периоды дрейфа СП-32, 33, 34

Примечания: выделены значения, превышающие многолетние нормы месячных сумм осадков, ивеличины суточных сумм, превысившие прежние суточные максимумы осадков; * – для СП-34сумма осадков в сентябре рассчитана за период с 19 по 30 сентября.

60

относительно нормы за 1961–1990 гг., составила 3,5σ, что соответствует 1,8 °С. Наи-большие аномалии температуры наблюдались в летний и осенний сезоны. Летнийсезон стал самым теплым за весь период инструментальных наблюдений. Аномалиясредней за лето температуры составила 3,3σ (1,2 °С), а осенью – 3,6σ (2,5 °С) [3].

Характеристики осадков приведены в табл. 7. В ней представлены не толькоизмеренные, но и исправленные суммы осадков и их суточные максимумы в каж-дый из месяцев. Коррекция месячных сумм осадков выполнена по методикеН.Н.Брязгина, опубликованной в работе [8]. Корректировка максимальных зна-чений суточных сумм осадков проведена Н.Н.Брязгиным по его авторской мето-дике, пока не опубликованной.

В течение почти всего цикла наблюдений на СП-32 характерным было частоевыпадение осадков. С июня по сентябрь в каждый из месяцев наблюдалось более 20дней с осадками. В июле–августе выпадали в основном жидкие осадки, а начиная ссентября преимущественно твердые осадки. Месячные суммы осадков (скорректи-рованные значения) с июня по сентябрь 2003 г. от 1,5 до 3 раз превышали многолет-ние нормы [6]. По данным специалистов отдела долгосрочных метеорологическихпрогнозов ААНИИ, в 2003 г. с июня по октябрь в районе дрейфа СП-32 преобладалциклонический режим погоды. Повышенная повторяемость циклонов могла спо-собствовать более частому выпадению осадков. В последующие годы в анализируе-мые месяцы месячные суммы осадков тоже превышали нормы, но уже не столь

Таблица 8

Средние месячные значения давления (P), их среднеквадратические отклонения (σσσσσP),наибольшие (Pmax) и наименьшие (Pmin) величины давления,

измеренные в синоптические сроки, в периоды дрейфа СП-32, 33, 34

Примечание: для СП-33 и СП-34 среднее значение в сентябре рассчитано за период с 10 по 30 и с19 по 30 сентября соответственно.

61

Таблица 9

Средние месячные значения скорости ветра (V), их среднеквадратические отклонения (σσσσσV)и наибольшие скорости ветра (V

max), измеренные в синоптические сроки наблюдений,

в периоды дрейфа СП-32, 33, 34

Примечание: выделены скорости, превышающие норму.

значительно, как на СП-32. Следует отметить и то обстоятельство, что даже превос-ходящие норму месячные суммы осадков на последних трех дрейфующих станцияхне превысили ранее измеренные максимальные месячные суммы (см. табл. 2).

В июне 2003 г. был превышен прежний максимум суточных сумм осадков6,6 мм, отмеченный в 1988 г. на СП-28. И был зафиксирован еще один суточныймаксимум осадков в октябре 2005 г. на СП-34, составивший 8,4 мм (скорректиро-ванное значение).

Из характерных особенностей поля давления в приполюсном районе следуетотметить существенно большую его изменчивость в каждый из месяцев по срав-нению с многолетними нормами (табл. 8).

Но зарегистрированные в синоптические сроки на станциях СП-32, 33, 34экстремальные значения давления ни разу не вышли за пределы зафиксирован-ных ранее его абсолютных максимумов и минимумов.

В табл. 9 приведены характеристики ветра, вычисленные по данным измере-ний на этих же станциях.

Для СП-33 и СП-34 среднее значение в сентябре рассчитано за период с 10по 30 и с 19 по 30 сентября соответственно

По сравнению с данными предшествующих наблюдений в Центральном Арк-тическом бассейне, как и для поля давления, существенно возросла изменчивостьскоростей ветра. Впрочем, это может быть связано и с тем, что СКО от среднеме-сячных значений метеорологических параметров на дрейфующих станциях опреде-ляются в основном их межсуточной изменчивостью, связанной с синоптическимипроцессами. Для средних многолетних значений (нормы) величина СКО связана, впервую очередь, с межгодовой изменчивостью метеорологических параметров.

Значения же среднемесячных скоростей ветра, за некоторыми исключения-ми, в целом мало отличаются от многолетних норм. Новый, значительно превы-

62

шающий прежние, среднемесячный максимум скорости ветра отмечен в январе2006 г. – 9,1 м/с (табл. 9). В этот месяц наблюдалась высокая степень аномально-сти развития атмосферных процессов. Погода в районе дрейфа СП-34 формиро-валась под влиянием устойчивого антициклона над континентальной частью Ев-разии и глубоких североатлантических циклонов, сериями проникавших в Цент-ральный Арктический бассейн. Это приводило к усилению ветра до штормовыхскоростей во второй и третьей декадах января. Наблюденная максимальная ско-рость ветра в срок наблюдения в этот месяц составила 20 м/с.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты метеорологических наблюдений, выполненных на судне «Фрам» в1895–1996 гг., затем через сорок с небольшим лет на дрейфующей станции СП-1 в1937/38 г. и вновь на СП-2 в 1950/51 г., далее систематически проводившихся наразличных дрейфующих станциях в 1954–1991 гг. и, наконец, данные возобновлен-ных наблюдений на СП-32, 33 и 34 характеризуют и детализируют картину клима-тических изменений в Центральном Арктическом бассейне. Климатические усло-вия, в которых протекал дрейф «Фрама», значительно отличались от условий, ха-рактерных для периода дрейфа СП-1. Через 40 лет после норвежской экспедиции вАрктике существенно потеплело. Как мы знаем сейчас, быстрый рост температурывоздуха в северной полярной области в течение 1920–1930-х гг. достиг максимумаво второй половине 1930-х гг., а после 1943 г. сменился на быстрое ее понижение досередины 1960-х гг. Начиная с середины 1960-х гг., среднегодовая температура при-земного воздуха в северной полярной области вновь возрастала. За весь период с1936 г. в области, расположенной севернее 60° с.ш., более половины случаев с ано-малиями среднегодовой температуры воздуха, превышающими удвоенное средне-квадратическое отклонение от нормы, вычисленной для периода 1961–1990 гг., при-ходится на отрезок времени после 1995 г. [6].

Результаты систематических метеорологических наблюдений, возобновлен-ных на дрейфующих станциях СП-32, 33, 34 после двенадцатилетнего перерыва,инструментально подтвердили, что в Центральной Арктике все еще продолжаетсяпотепление атмосферы, начавшееся в середине 1960-х гг. Оно привело к тому, чтов 2005 г. аномалия среднегодовой температуры воздуха, рассчитанная с учетомданных наблюдений, возобновленных на дрейфующих станциях, относительнонормы за 1961–1990 гг., в широтной зоне 60–85° с.ш. оказалась наибольшей завесь период инструментальных метеорологических наблюдений в Арктике: 1,8 °С(3,5σ). Другими словами, в 2005 г. среднегодовая температура воздуха в Арктикепревысила значения, наблюдавшиеся в период потепления 1930-х гг.

Статья подготовлена в рамках работ по ЦНТП-3 Росгидромета, подпрограм-ма «Исследования климата и его изменений. Оценка гидрометеорологического режи-ма и климатических ресурсов».

Авторы благодарны коллективам дрейфующих станций СП-32, 33 и 34, работакоторых обеспечила получение анализируемых в статье метеорологических данных, атакже В.В.Иванову за описание синоптических ситуаций в различные периоды рабо-ты дрейфующих станций.


1. Александров Е.И., Брязгин Н.Н., Дементьев А.А. Метеорологический режим Арктическогобассейна (по данным дрейфующих станций). Т. 1. СПб.: Гидрометеоиздат, 1999. 344 с.

63

2. Александров Е.И., Брязгин Н.Н., Дементьев А.А., Радионов В.Ф. Метеорологический режимАрктического бассейна (по данным дрейфующих станций). Т. 2. Климат приледного слояатмосферы Арктического бассейна. СПб.: Гидрометеоиздат, 2004. 144 с.

3. Александров Е.И., Брязгин Н.Н., Дементьев А.А., Радионов В.Ф. Мониторинг климата при-земной атмосферы северной полярной области // Тр. ААНИИ. 2007. Т. 447. С. 18–32.

4. Мелешко В.П., Голицын Г.С., Говоркова В.А. и др. Возможные антропогенные измененияклимата России в XXI веке: оценки по ансамблю климатических моделей //Метеорология игидрология. 2004. № 4. С. 38–49.

5. Прик З.М. Климатическая обработка метеорологических наблюдений, произведенных надрейфующих станциях // Тр. ААНИИ. 1974. T. 328. C. 4–21.

6. Радионов В.Ф., Александров Е.И., Арутюнов А.В. Метеорологические условия в периоддрейфа станции «Северный полюс-32» // Метеорология и гидрология. 2004. № 11. С. 90–96.

7. Радионов В.Ф., Брязгин Н.Н., Александров Е.И. Снежный покров в Арктическом бассейне.СПб.: Гидрометеоиздат, 1996. 124 с.

8. Aleksandrov Ye.I., Bryazgin N.N., Forland E.J., Radionov V.F., Svyashchennikov P.N. Seasonal,interannual and long-term variability of precipitation and snow depth in the region of the Barentsand Kara seas // Polar Research. 2005. № 24 (1–2). P. 69–85.

9. Arctic Climatology Project. 2000. Environmental Working Group Arctic Meteorology and ClimateAtlas. Edited by F.Fetterer and V.Radionov. Boulder, CO: National Snow and Ice Data Center.CD-ROM.

V.F.RADIONOV, YE.I.ALEKSANDROV, N.N.BRYAZGIN

METEOROLOGICAL CONDITIONS IN CIRCUMPOLAR AREAOF THE ARCTIC OCEAN

(RESULTS FROM THE DRIFTING STATIONS «NORTH POLE-32, 33, 34»)

New information on meteorological conditions in the central part of the Arctic Basin is presented.These results are received on the base of regular meteorological observations at drifting stations «NorthPole-32, 33, 34» in 2003–2006. New data are compared with regime parameters of previous decades,and with the data observed in circumpolar area 100 years ago during the drift of vessel «Fram». Resultsof meteorological observations at these drifting stations confirmed, that now in the Central Arctic Basinair temperature is higher in comparison with air temperature in previous decades. This increase oftemperature started in the middle of 1960th and now temperature increasing is comparable with warmingof the Arctic in 1930th.

64

В.Ф.РАДИОНОВ1, Е.Н.РУСИНА1, Е.Е.СИБИР1, А.М.ШАЛАМЯНСКИЙ2

1 ГНЦ РФ Арктический и антарктический научно-исследовательский институт2 Главная геофизическая обсерватория им. А.И.Воейкова

ОСОБЕННОСТИ ОБЩЕГО СОДЕРЖАНИЯ ОЗОНАВ СЕВЕРНОЙ И ЮЖНОЙ ПОЛЯРНЫХ ОБЛАСТЯХ

Статья посвящена исследованию особенностей изменчивости общего содержания озона(ОСО) на российских станциях северной и южной полярных областей (СПО и ЮПО) за периодс 1973 по 2005 г.

Приведены также результаты наблюдений за ОСО в Центральном Арктическом бассей-не в период работы дрейфующих станций СП-32 и СП-33 и рейсов научно-экспедиционногосудна (НЭС) «Академик Федоров» в 2003–2005 гг. Описан подход, позволивший сравнить уровнисреднего содержания озона, полученные на движущихся платформах (дрейфующих станциях инаучно-экспедиционных судах) в различные периоды времени.

Выявлены особенности внутригодовой и межгодовой изменчивости ОСО в Арктике иАнтарктике. Исследованы тренды ОСО, проявившиеся в отдельные периоды, в обеих полярныхобластях. В ЮПО тренд уменьшения ОСО выражен более резко по сравнению с Арктикой.В СПО, по имеющимся данным, отрицательный тренд ОСО отмечался на станциях в западнойчасти российской Арктики.

ВВЕДЕНИЕ

В течение нескольких десятилетий в северной и южной полярных областях(СПО и ЮПО) проводятся наблюдения за общим содержанием озона (ОСО). Раз-личия в величинах ОСО в СПО и ЮПО связаны со спецификой циркуляционныхпроцессов в нижней и средней стратосфере и с климатическими особенностямиэтих регионов.

По данным российских озонометрических станций с конца 1980-х гг. нача-лось сильное и устойчивое уменьшение ОСО. Оно продолжалось до середины1990-х, а затем сменилось периодом резких колебаний озона в 1997–2002 гг. [9],которые по-разному проявлялись в различных регионах страны.

В конце 1980-х гг. начались активные исследования характеристик озоново-го слоя в арктической атмосфере [13, 17]. С 1988 по 1997 г. был произведен целыйряд экспериментов в стратосфере с целью выявления эффекта озоновой дыры вАрктике [12, 17], подобного аналогичному явлению в Антарктиде [1, 7, 10, 15, 17].К таким экспериментам, в первую очередь, можно отнести AASE–I (Airborne ArcticStratospheric Expedition) и AASE–II, а также EASOE (European Arctic StratosphericOzone Experiment), проведенные в 1988–1989 и 1991–1992 гг. Авторы многочис-ленных зарубежных работ, выполненных после 1993 г., результаты которых обоб-щены в обзоре [17], констатировали уменьшение ОСО в период северных зим1991–1997 гг. Так, например, по данным, полученным на борту UARS (UpperAtmospheric Research Satellite), потери ОСО в течение северной зимы 1994–1995 гг.


УДК 551.510.534 (99) Поступила 6 апреля 2006 г.

65

составили 100 единиц Добсона (е.Д.) [12]. Авторы работы [13] утверждают, чтосокращение ОСО над Арктикой прослеживалось в течение двух последних десяти-летий. Тем не менее, по мнению специалистов, говорить о наличии озоновойдыры над Арктикой преждевременно [1, 17].

Устойчивые тенденции уменьшения ОСО над Антарктидой, наиболее отчет-ливо выраженные в весенние антарктические месяцы (сентябрь – ноябрь), регис-трируются со второй половины 1970-х гг. [5, 16].

Предметом настоящей работы стал сравнительный анализ и выявление осо-бенностей временной изменчивости ОСО по данным российских станций в Арк-тике, включая данные наблюдений в Центральном Арктическом бассейне, и вАнтарктиде за период с 1973 по 2005 г.

МЕТОДЫ ИЗМЕРЕНИЙ И ИСПОЛЬЗОВАННЫЕ ДАННЫЕ

Измерения проводились по стандартной методике Главной геофизическойобсерватории [3, 9] фильтровыми озонометрами М-83 (примерно до середины1980-х гг.) и М-124 в последующие годы. До начала 1970-х гг. точность определе-ния ОСО была недостаточной [8]. После 1974 г. озонометры М-83 были постепен-но переоснащены комплектом светофильтров со спектральным пропусканием,смещенным в коротковолновую область спектра [6, 9]. Это дало возможность по-лучать данные об ОСО с требуемой на мировой озонометрической сети точностьюи публиковать эти данные в зарубежных справочных изданиях [14]. Относитель-ная погрешность измерения ОСО по прямому солнечному свету и свету от зенитаясного неба составляет ±5 %, при низких высотах Солнца (5–14°) – ±7 %. Озоно-метры калибровались по озонному спектрофотометру Добсона до и после каждогосезона наблюдений.

Были проанализированы данные измерений ОСО, полученные в 1973–2002 гг.на восьми российских стационарных прибрежных и островных станциях, распо-ложенных севернее 65° с.ш. (табл. 1). Эти данные заимствованы из публикацииМеждународного центра данных по озону и ультрафиолетовой радиации Всемир-ной метеорологической организации (ВМО) [14].

Таблица 1

Список стационарных арктических и антарктических станций, данные которых использованыдля анализа

66

Полученные результаты были сопоставлены с данными наблюдений, выпол-ненных в Центральном Арктическом бассейне, где измерения ОСО проводились надрейфующих станциях и научно-экспедиционных судах (НЭС) с 2003 по 2005 г.:

– на СП-32 с июля по сентябрь 2003 г. в районе 85–88° с.ш. и 44–82° в.д.;– на борту НЭС «Академик Федоров» с августа по сентябрь 2004 г. в диапа-

зоне координат 63–85° с.ш. и 4–168° в.д.;– на СП-33 с апреля по сентябрь 2005 г. в районе 80–89° с.ш. и 38–99° з.д.;– на борту НЭС «Академик Федоров» в сентябре 2005 г. в диапазоне коорди-

нат 74–89° с.ш. и 27° з.д – 170° в.д.Для сравнения общего содержания озона в Арктике и Антарктиде использо-

ваны данные измерений на трех антарктических станциях, координаты и периоднаблюдений на которых также указаны в табл. 1.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Анализ экспериментального материала, накопленного в Арктике за 1973–2002гг. и в Антарктиде за 1974–2005 гг., показал, что среднегодовые, точнее, средние запериоды измерений в светлое время года (при высоте Солнца больше 5°) величиныОСО в Арктике существенно превышают аналогичные значения в Антарктиде.Представление об этом дает таблица 2, в которой приведены среднегодовые зна-чения ОСО, а также их стандартные отклонения (σ), полученные при осредненииданных за все годы наблюдений для каждой из рассматриваемых стационарныхстанций северной и южной полярных областей. Из таблицы видно, что изменчи-вость озона на арктических станциях может быть в несколько раз меньше по срав-нению с изменчивостью на антарктических станциях.

При анализе данных, полученных в Центральном Арктическом бассейне, былиспользован подход, позволивший сопоставить средние уровни ОСО, определен-ные на движущихся платформах в разные месяцы в 2003–2005 гг. [4]. Нанесенныена общий график (рис. 1а) среднесуточные значения ОСО, полученные в течение2003–2005 гг. за четыре периода наблюдений (или четыре эксперимента) на стан-циях СП-32, СП-33 и в двух рейсах НЭС «Академик Федоров», были аппроксими-рованы степенной функцией (коэффициент корреляции составил 0,96). Затем длякаждого из периодов наблюдений были получены наборы отношений «К» средне-суточных значений ОСО к соответствующим значениям аппроксимирующей кри-

Таблица 2

Осредненные за весь период наблюдений среднегодовые значения ОСО (Х)и их стандартные отклонения (σσσσσ), е.Д. для стационарных станций СПО и ЮПО

67

вой. Анализ отдельных рядов значений «К» с использованием аппарата теориистационарных процессов подтвердил предположение об их стационарности, чтосделало возможным сравнение результатов четырех экспериментов на движущих-ся платформах. Средние значения отношений «К» и доверительные интервалыдля них (±σ/n1/2, где σ – стандартное отклонение индивидуальных значений «К»,а n – объем выборки для каждого из четырех периодов наблюдений) представленына рис. 1б.

Из рис. 1б следует, что в период наблюдений на СП-32 (июль–сентябрь 2003 г.)и во время рейса НЭС «Академик Федоров» (август–сентябрь 2004 г.) средниеуровни ОСО были практически одинаковы. Средние значения отношений состав-ляли 1,036 для обоих экспериментов, а доверительные интервалы ±0,007 и ±0,012соответственно. Во время наблюдений на СП-33 (апрель–сентябрь 2005 г.) сред-ний уровень содержания озона понизился по сравнению с двумя предшествую-щими экспериментами (среднее значение отношений равнялось 0,99, а довери-тельный интервал ±0,005). Еще более низкий уровень ОСО наблюдался во времярейса НЭС «Академик Федоров» в сентябре 2005 г. (среднее значение отношений«К» составило 0,89, а доверительный интервал равнялся ±0,026). Такое пониже-ние содержания озона, возможно, было обусловлено характером внутригодовыхизменений ОСО в Центральной Арктике именно в 2005 г., поскольку, начиная совторой половины июля, среднесуточные значения ОСО на СП-33 были ниже ап-проксимирующих их значений. Таким образом, тенденция более быстрого, посравнению с аппроксимирующей кривой, уменьшения ОСО в 2005 г. подтвержда-лась как данными наблюдений, полученными на СП-33, так и впоследствии приизмерениях на борту НЭС «Академик Федоров» (рис. 1а).

За общий наблюдательный период 2003–2005 гг. в Центральном Арктичес-ком бассейне ОСО отчетливо уменьшалось с апреля по сентябрь (рис. 1а), причеммаксимальный разброс значений ОСО относительно аппроксимирующей кривойнаблюдался в начале весны и поздней осенью.

На рис. 2а представлена внутригодовая изменчивость ОСО по данным арк-тических и антарктических российских озонометрических станций. На нижнейоси абсцисс указаны номера месяцев для СПО. Сдвиг для ЮПО составляет 6 ме-сяцев. На рисунке нанесены средние многолетние значения ОСО для каждого измесяцев сезона наблюдений, полученные арифметическим осреднением среднихмесячных величин ОСО за все годы измерений (см. табл. 1). Обращает на себявнимание большая разница в величинах ОСО на различных арктических станциях

Рис. 1. а – изменение среднесуточных значений общего содержания озона в период наблю-дений 2003–2005 гг.: 1 – СП-32 (2003), 2 – НЭС «Академик Федоров» (2004), 3 – СП-33(2005), 4 – НЭС «Академик Федоров» (2005); б – средние значения отношений «К» идоверительные интервалы для них ±σ/n1/2, где σ – стандартное отклонение индивидуальныхзначений «К», n – объем выборки для каждого периода наблюдений

68

с февраля (в январе наблюдения практически не проводятся) по апрель в периоднарастания озона. Видно, что с мая по сентябрь значения ОСО достаточно близкимежду собой на всех станциях Арктики вне зависимости от района их расположе-ния. При этом разброс среднеквадратических погрешностей σ/(n–1)1/2 (где σ –стандартное отклонение, n – количество лет наблюдений) определения средне-многолетних значений ОСО за каждый из месяцев относительно невелик. Так,например, для Мурманска в течение года они колеблются в пределах от ±3 в июледо ±14 е.Д. в феврале.

На рис. 2б представлена результирующая кривая годового хода ОСО, постро-енная по среднемесячным значениям ОСО за весь период наблюдений для стаци-онарных арктических станций (см. табл. 1). Для каждого среднемесячного значе-ния ОСО показаны его стандартные отклонения, рассчитанные при осреднениимесячных значений ОСО по восьми арктическим станциям без учета общей про-должительности периода наблюдений на каждой из них.

На этот же график нанесены среднемесячные значения ОСО, полученные вАрктическом бассейне на дрейфующих станциях СП-32 в 2003 г. и СП-33 в 2005 г.Видно, что с мая по июль значения ОСО на дрейфующих станциях практическине выходят за пределы стандартных отклонений ОСО, рассчитанных для стацио-нарных станций. Весной и осенью степень однородности поля ОСО меньше, чемлетом, а среднемесячные значения общего содержания озона в разных районахАрктики, включая и Центральный Арктический бассейн (дрейфующие станции),заметнее отличаются друг от друга.

Дополнительно на рис. 2б приведены среднемесячные значения ОСО, полу-ченные на станции СП-22, дрейфовавшей в районе 82–84° с.ш. и 230–236° в.д.с ноября 1976 г. по апрель 1977 г. [2]. Измерения проводились озонометром М-83.При этом в период полярной ночи с ноября 1976 г. по март 1977 г. наблюдениявелись по свету, отраженному от диска Луны, а в дальнейшем – по свету от зенитанеба. Среднемесячные значения ОСО на СП-22 оказались выше значений ОСО,измеренных на стационарных станциях, причем максимальное расхождение на-блюдалось в апреле и составило 17 %. Такие различия, скорее всего, обусловленытем, что наблюдения на дрейфующей станции СП-22 до апреля проводились озо-нометром М-83 по лунному свету [2], а в апреле – при низких высотах Солнца.

В течение значительной части года общее содержание озона в Антарктидеменьше, чем в Арктике (рис. 2а). Особенно заметны различия между станциямиСПО и ЮПО в весенний период. В весенние месяцы наиболее существенно отли-

Рис. 2. Внутригодовая изменчивость ОСО: а – на станциях СПО и ЮПО (1 – Мурманск, 2 –Печора, 3 – Игарка, 4 – Оленек, 5 – о-в Диксон, 6 – о-в Хейса, 7 – Тикси, 8 – о-вКотельный, 9 – Мирный, 10 – Новолазаревская, 11 – Восток); б – на дрейфующих и стаци-онарных арктических станциях (1 – результирующая кривая годового хода для восьми аркти-ческих станций, 2 – СП-32, 3 – СП-33, 4 – СП-22)

69

чаются и среднемесячные значения ОСО на самих антарктических станциях. Ле-том среднемесячные величины суммарного озона на антарктических станцияхразличаются мало и близки к величинам ОСО на станциях северной полярнойобласти, а их изменчивость минимальна как в Антарктиде, так и в Арктике.

Во внутригодовом ходе ОСО максимальные значения ОСО на станции Мир-ный наблюдаются в ноябре, на станциях Новолазаревская и Восток в декабре, т.е.в конце антарктической весны – начале антарктического лета. Минимум ОСО наэтих станциях приходится на начало весны в Антарктиде. Период нарастания ОСОв годовом его ходе от минимальных весенних значений до максимума в Южнойполярной области на 1–2 месяца длиннее такового в Арктике. Эффект весеннегоуменьшения ОСО после окончания полярной ночи особенно отчетливо (даже посредним многолетним значениям), выражен на станции Новолазаревская и внут-риконтинентальной станции Восток.

На рис. 3а и 3б показана многолетняя изменчивость среднегодовых значенийОСО на станциях СПО (за 1973–2002 гг.) и ЮПО (за 1974–2005 гг.) и их аппрок-симация полиномами второй степени. Величина достоверности аппроксимацииR2 для арктической станции Мурманск составляет 0,49, а для антарктической стан-ции Мирный – 0,83. В целом можно говорить о наличии в северной и южнойполярных областях отрицательного тренда ОСО за эти годы. Однако в Антарктидепадение ОСО проявляется гораздо резче по сравнению с Арктикой. При этом вобоих регионах отрицательный тренд ОСО наиболее отчетливо выражен в периодс 1973 по 1993–1995 гг. В СПО отрицательный тренд озона в основном проявилсяна западных станциях Российского Севера – Мурманске, Печоре, о-ве Хейса иИгарке. На станциях Игарка, Мурманск, Печора с длинными рядами наблюдений

Рис. 3. Межгодовая изменчивость ОСО: а – на станциях СПО (1 – Мурманск, 2 – Печора,3 – о-в Хейса, 4 – о-в Диксон, 5 – Игарка, 6 – Оленек, 7 – Тикси, 8 – о-в Котельный); б –на станциях ЮПО (1 – Мирный, 2 – Новолазаревская, 3 – Восток); в – в марте в СПО (1 –Мурманск, 2 – Печора, 3 – о-в Хейса, 4 – о-в Диксон, 5 – Игарка, 6 – Оленек, 7 – Тикси,8 – о-в Котельный); г – в сентябре в ЮПО (1 – Мирный, 2 – Новолазаревская, 3 – Восток,4 – тренд, описанный полиномом второй степени (R2 = 0,56) для станции Мирный)

70

со второй половины 1990–х гг. выявлена тенденция к некоторому росту ОСО.Подобный характер изменчивости озона в Арктике за аналогичный период на-блюдений подтверждается и данными канадских станций [11].

В Антарктиде в конце 1990-х – начале 2000-х гг. по данным станций Мир-ный и Новолазаревская можно говорить о некоторой стабилизации и даже ростеОСО (рис. 3б).

Самые низкие значения озона наблюдаются в Антарктиде в сентябре – ок-тябре, в весенние антарктические месяцы [5]. На рис. 3в, г показана многолетняяизменчивость средних значений ОСО в марте в северной полярной области (рис. 3в)и в сентябре в Антарктиде (рис. 3г). С начала 1990-х гг. в Антарктиде зафиксиро-ваны значения ОСО, существенно меньшие 200 е.Д. На всех российских антаркти-ческих станциях в отдельные годы даже среднемесячные значения ОСО в сентябреи октябре опускались ниже этой отметки. При этом среднесуточные значения былиниже 100 е.Д. Абсолютный минимум ОСО на российских антарктических станциях(87 е.Д.) наблюдался на станции Новолазаревская в октябре 2003 г.

Отдельно следует отметить особенности поведения озона в Антарктиде вес-ной 1988 и 2002 гг., когда не было зафиксировано весеннего уменьшения содер-жания озона и значения ОСО были такими же, как и в середине 1970-х гг. Необ-ходимой предпосылкой для формирования отрицательной аномалии ОСО, веро-ятно, является преобладание процессов фотохимического каталитического разру-шения озона над процессами его образования и переноса. Это возможно при бла-гоприятных условиях атмосферной циркуляции – наличии развитого стратосфер-ного циркумполярного вихря. Он изолирует стратосферные слои над Антаркти-кой от стратосферы умеренных широт и препятствует переносу богатых озономвоздушных масс внутрь охватываемой им зоны. Сохранение ядра холода с экстре-мально низкими температурами в зоне действия вихря способствует протеканиюозоноразрушающих фотохимических реакций.

В 1988 г. разрушение циркумполярного вихря произошло в августе. В результатеуменьшения ОСО весной не наблюдалось [5]. В 2002 г. озоновая дыра над Антаркти-кой также развивалась весной не по стандартному сценарию (http://toms.gsfc.nasa.gav/eptoms/images/spole). Разрушение циркумполярного вихря произошло в начале весны,и площадь «дыры» была меньше, чем в предыдущие годы. В конце сентября 2002 г.область пониженного содержания озона разделилась на две части. В Арктике в этигоды резких изменений весеннего содержания озона не отмечалось.

Из рис. 3в следует, что с конца 1980-х гг. и до 1997 г. на станциях СПО такженаблюдалось некоторое снижение мартовских значений ОСО. Однако по абсо-лютным величинам весеннее уменьшение озона на российских арктических стан-циях было выражено гораздо слабее, чем в южной полярной области (рис. 3г).Самые низкие среднемесячные мартовские значения ОСО в Арктике не опуска-лись ниже величины 316 е.Д. Заметим, что, по зарубежным данным [13], наиболеенизкие значения суммарного озона в Арктике в марте пришлись на 1997 г. исоставили 354 е.Д.

ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ

В Арктике, по сравнению с Антарктидой, в течение всего светлого временигода наблюдаются более высокие величины общего содержания озона. Различиямежду значениями ОСО на станциях северной и южной полярных областей осо-бенно сильно проявляются в весенний период. Как в СПО, так и в ЮПО полеозона наиболее однородно в летние месяцы. Значения ОСО летом не только не-значительно отличаются друг от друга на стационарных (прибрежных и остро-вных) станциях Арктики и дрейфующих станциях Центрального Арктическогобассейна, но близки по величине в обеих полярных областях.

71

Среднемесячные значения ОСО, полученные с ноября по апрель наблюда-тельного сезона 1976–1977 гг. на СП-22 в Центральном Арктическом бассейне спомощью озонометра М-83, были существенно выше соответствующих среднихмноголетних значений ОСО, определенных в 1973–2002 гг. на стационарных и в2003–2005 гг. на дрейфующих станциях. Эти различия, вероятнее всего, связаны стем, что в 1976–1977 гг. наблюдения проводились по лунному свету в период поляр-ной ночи и по свету от зенита неба в апреле при предельно низких высотах Солнца.

За тридцатилетний период наблюдений в обеих полярных областях зафикси-рован отрицательный тренд общего содержания озона, причем в ЮПО он выраженгораздо резче, чем в СПО. В СПО отрицательный тренд озона в основном проявил-ся на западных станциях Российского Севера – Мурманске, Печоре, о-ве Хейса иИгарке в период с 1973 г. и до середины 1990-х гг., со второй половины 1990-х гг. наних наметилась тенденция к некоторому росту общего содержания озона. На стан-циях в восточной части Арктики данных недостаточно, чтобы надежно судить оналичии того или иного тренда ОСО.

В многолетнем ходе величин, характеризующих весеннюю отрицательнуюаномалию ОСО над Антарктикой, можно говорить об уменьшении ОСО к началу1990-х гг. до 70–75 % от нормы за 1974–1980 гг. и признаках стабилизации вконце 1990-х – начале 2000-х гг.

Многочисленные результаты зарубежных исследований и тридцатилетние на-блюдения на ряде российских арктических станций свидетельствуют о том, что,несмотря на уменьшение ОСО в Арктике, особенно проявившееся с конца 1980-хи до 1997 г., нет оснований для утверждения о наличии озоновой дыры в Аркти-ческом регионе.

Статья подготовлена в рамках работ по подпрограмме «Изучение и исследова-ние Антарктики» ФЦП «Мировой океан» и по ЦНТП-3, подпрограмма «Исследованияклимата и его изменений. Оценка гидрометеорологического режима и климатическихресурсов».

Авторы благодарны коллективам дрейфующих станций СП-32 и СП-33 и, осо-бенно, Арутюнову А.В. и Губину А.В., выполнявшим озонометрические наблюдения.


1. Звягинцев А.М., Крученицкий Г.М. Эволюция весенней антарктической озоновой анома-лии // Исследование Земли из космоса. 2002. № 6. C. 10–18.

2. Каримова Г.У., Свешников А.М. Динамика озонного слоя в период весенней перестройкитермобарического поля стратосферы в Арктике // Тр. ААНИИ. 1981. T. 370. C. 149–153.

3. Методические указания по производству и обработке наблюдений за общим содержани-ем атмосферного озона. 3-е изд. Л.: Гидрометеоиздат, 1981. 48 с.

4. Радионов В.Ф., Русина Е.Н. Результаты измерения общего содержания озона в Централь-ном Арктическом бассейне // Известия РАН. ФАО. 2006. Т. 42. № 5. С. 716–720.

5. Радионов В.Ф., Сибир Е.Е. Особенности временной изменчивости общего содержания озонана российских антарктических станциях. // Метеорология и гидрология. 2000. № 3. C. 100–103.

6. Русина Е.Н., Шаламянский А.М., Решетников А.И., Парамонова Н.Н., Привалов В.И. Мони-торинг атмосферного аэрозоля, озона и парниковых газов. // Современные исследованияГлавной геофизической обсерватории. 2001. T. 2. C. 229–252.

7. Содержание озона над территорией Российской Федерации… // Метеорология и гидро-логия. Ежеквартальные обзоры с 1998 (№ 5. С. 115–119) по 2005 г. (№ 8. С. 115–120).

72

8. Шаламянский А.М. Особенности измерения общего содержания озона приборами с ши-рокими полосами пропускания // Труды ГГО. 1970. Вып. 255. С. 148–159.

9. Шаламянский А.М., Кароль И.Л., Клягина Л.П., Ромашкина К.И. Общее содержание озонанад территорией Российской Федерации и прилегающих стран по 30-летним измерениямназемных станций // Метеорология и гидрология. 2004. № 8. С. 24–35.

10. McIntyre M.E. On the Antarctic ozone hole // J. Atmos. Terr. Phys. 1989. Vol. 51. 29 p.

11. Fioletov V.E., Kerr J.B., McArthur L.J.B., Wardle D.I., Mathews T.W. Estimating UV indexclimatology over Canada // J. of Applied Meteorology. 2003. Vol. 42. №. 3. P. 417–433.

12. Muller R., Crutzen P.J., Grooss J.U., Bruhl C., Russell J.M., Tuck A.F. Chlorine activation andozone depletion in the Arctic vortex: Observations by the Halogen Occultation Experiment on theUpper Atmosphere Research Satellite // J. of Geophys. Res. 1996. Vol. 101. P. 12531–12554.

13. Newman P.A., Gleason J.F., McPeters R.D., Stolarski R.S. Anomalously low ozone over Arctic //Geophys. Res. Lett. 1997. Vol. 24. P. 2689–2692.

14. Ozone Data for the World. // ODW CD No. 5. 2003. World Meteorological Organization,Global Atmosphere Watch, Meteorological Service of Canada.

15. Schoeberl M.R., Douglass A.R., Kawa S.R., Dessler A.E., Newman P.A., Stolarski R.S., RocheA.E.,Waters J.W., Rossell J.M. Development of the Antarctic ozone hole // J. Geophys. Res. 1996. Vol. 101.P. 20909–20924.

16. Scientific assessment of ozone depletion: 2002 // WMO Global Ozone Research and MonitoringProject. Report № 47. WMO. Geneva. 498 p.

17. The Antarctic ozone hole. 2004. Электронный адрес: http://www.ccpo.odu.edu/sees/ozone/class/chap_11

V.F.RADIONOV, E.N.RUSINA, E.E.SIBIR, A.M.SHALAMYANSKY

FEATURES OF THE TOTAL OZONE CONTENT IN NORTHERNAND SOUTHERN POLAR AREAS

The comparative analysis results of time variation of total ozone at the Russian stations of Northand South Polar Regions, drifting stations «North Pole-32, 33» and RV «Akademik Fedorov»

for 1973–

2005 are represented.The particularities of the total ozone variability within year and common measurement period in

the Arctic and Antarctic have been determined. At the most stations in both polar regions the negativetrends of total ozone mean year values have been recorded. In South Polar Region this trend is pronouncedsharper. In North Polar Region the negative trend of total ozone mainly is noticed at the stations of thewestern part of the Arctic.

73


УДК 551.326+624 (268)

В.Н.СМИРНОВ


ОСОБЕННОСТИ ДИНАМИКИ И МЕХАНИКИ ДЕФОРМИРОВАНИЯЛЬДА АРКТИЧЕСКОГО БАССЕЙНА

Представлены результаты исследования особенностей динамики и механики деформиро-вания ледяного покрова СЛО. Основное внимание обращено на описание физико-механическихявлений локального и мезомасштаба. Иерархический характер разрушения и формирующаясяфрактальная структура ледяного покрова Арктического бассейна взаимосвязаны между собой иявляются прямым следствием квазистационарных циклических процессов в системе атмосфе-ра–лед–океан. Это может быть обусловлено приливами, градиентами атмосферного давления,поверхностными и внутренними волнами, нелинейными автоколебательными процессами и др.Значение пространственно-временной корреляции процессов состоит в потенциальной воз-можности предсказывать изменение во времени некоторого пространства ледяного покрова,исходя из предшествующей эволюции системы на меньшем масштабном уровне. Свойства са-моподобия и самоорганизации могут служить прогностическим индикатором при крупномасш-табном мониторинге динамического состояния ледяного покрова. Изучение рассмотренных яв-лений важно для решения задач прогноза погоды и климата, а также обеспечения безопасностиплавания во льдах и разработки шельфовых месторождений.

ВВЕДЕНИЕ

Изучение морского льда важно для решения задач прогноза погоды и клима-та, а также обеспечения безопасности плавания во льдах и разработки месторож-дений на шельфе Арктики. Ледяной покров Северного Ледовитого океана являет-ся динамической диссипативной системой геофизического уровня, в которой од-новременно протекают физико-механические процессы различного масштаба иинтенсивности, приводящие к образованию дискретной структуры ледяного по-крова. Локальный вектор скорости перемещения льда может значительно отли-чаться от вектора скорости генерального дрейфа. Хаотические флуктуации скоро-сти дрейфа разных масштабов обуславливают турбулентное движение льдов. Зна-чительные ускорения при подвижках льда возникают только при сравнительнократковременных взаимодействиях ледяных образований при сжатии или сдвиге.Мозаичные фрагменты ледовых образований, наблюдаемых на аэрофотоснимкахи спутниковых изображениях, образуют самоподобные фигуры, линейные разме-ры которых изменяются от сотен метров до сотен километров. Характеру дефор-маций и разломов во льду способствует неоднородность механических характери-стик ледяного покрова.

Пространственно-временная изменчивость строения ледяного покрова свя-зана как с термическими процессами нарастания и таяния льда, так и с динами-ческими процессами различного масштаба. Непрерывное воздействие этих про-


74

цессов на ледяной покров вызывает перестройку его структуры и структурныхсвязей между составляющими его элементами. В результате этого ледяной покровимеет сложную иерархическую структуру, которая может значительно изменятьсяв зависимости от региональных и сезонных особенностей ледового режима и ди-намики атмосферных и океанических процессов. Описание сил, действующих наледяной покров и вызывающих его дрейф, торошение льдов и образование разво-дий, представлены во многих работах [2, 3, 8, 9]. Общее уравнение движения льдарассматривается в соответствии со вторым законом механики Ньютона:

τ τ ρa w s i iC G T R hdV

dt+ + + + + = ,

где τa – касательное напряжение трения со стороны воздуха на поверхности разде-

ла воздух–лед; τw – касательное напряжение трения со стороны воды на поверх-

ности раздела лед–вода; C – горизонтальная составляющая отклоняющей силывращения Земли; G – проекция силы тяжести на поверхность моря; T

s – горизон-

тальная составляющая приливообразующей силы; R – сила внутреннего взаимо-действия между ледяными полями; ρ

i – плотность льда; h

i – толщина льда; V –

вектор скорости дрейфа.Определению основных характеристик по динамике ледяного покрова Арк-

тики посвящены многочисленные экспедиции на дрейфующих льдах. Использу-ется спутниковая информация, совершенствуются теоретические модели взаимо-действия в системе атмосфера–лед–океан. В настоящее время подходы к реше-нию этих задач основываются на совершенствовании технологии изучения круп-номасштабных физико-механических процессов в этой системе. Особое внима-ние уделяется натурным исследованиям на дрейфующих станциях «Северный по-люс» динамических процессов, приводящих к сжатию и торошению льдов, воз-никновению и развитию разводьев.

ДАННЫЕ НАБЛЮДЕНИЙ

Известно, что неравномерность распределения полей приземного атмосфер-ного давления и эффекты приливных движений изменяют сплоченность ледяногопокрова, приводящую к деформированию льда. При анализе результатов инстру-ментальных измерений деформаций и напряжений во льду выявлены пики с пе-риодичностью от 11,9 час до 12,4 час [14]. Очевидно, что эти пики в ледяныхполях обусловлены приливными ускорениями в системе лед – вода (рис. 1).

Рис. 1. Модуль скорости перемещения ледяного поля дрейфующей станции СП-33 (август2005 г.) в Северном Ледовитом океане. Выделяются составляющие ветрового и полусуточ-ного приливного дрейфа. Данные получены из определения координат станции СП с помо-щью системы спутникового позиционирования (GPS) c интервалом 10 минут

75

При измерении наклонов дрейфующего ледяного поля и сравнении полу-ченных на дрейфующих станциях данных с траекториями прохождения циклоновотмечены флюктуации наклонов уровенной поверхности океана, сопровождае-мые актами динамического взаимодействия (рис. 2). В центре циклона поле дав-ления представляет собой систему замкнутых изобар с минимальным давлением вцентре. Вследствие этого и воздействия ветра уровень океана может повышаться ввиде вспученности диаметром в десятки километров. Высота анемобарическихколебаний достигает нескольких десятков сантиметров. При средней скоростиперемещения циклонов 40–50 км/час отмечаются как замедления, так и ускоре-ния, во время которых уровень может в несколько раз превышать величины рав-новесного колебания уровня. В этом случае ледяной покров повторяет форму уро-венной поверхности океана.

ПРОЦЕСС РАЗРУШЕНИЯ МОРСКОГО ЛЬДА

Процесс разрушения морского льда сопровождается различными формами де-формирования: смятием, дроблением, изгибом, срезом со сдвигом и др. Можновыделить следующие масштабы деформирования и разрушения во льдах [6, 13, 14]:

– разрыв связей между отдельными кристаллами и развитие микротрещин(масштаб до 1 м);

– наблюдаемые визуально трещины (десятки-сотни метров, локальный мас-штаб);

– наблюдаемые на аэрофотоснимках трещины и разводья (1–100 км, мезо-масштаб);

– наблюдаемые на спутниковых изображениях протяженные сдвиговые раз-ломы в ледяном покрове (до 1000 км, макромасштаб).

Причиной локальных разрушающих напряжений во льдах являются следую-щие природные факторы [6, 12]:

– термические напряжения, образующие систему трещин, начиная от мель-чайших и кончая сквозными на всю толщу льда; термическое трещинообразова-ние сопровождается широким спектром акустических колебаний;

Рис. 2. Пример записи наклонов дрейфующего ледяного поля и процессов торошения (СП-33,23 августа 2005 г.). Наклоны поля сопровождаются изгибно-гравитационными волнами спериодами от 0,1 до 6,0 с (сейсмонаклономеры 1 и 2 ориентированы на С–Ю и З–В,соответственно)

76

– разрушение ледяного покрова может быть обусловлено наклонами льда,вызванными совместным действием ветра и течений; в сплоченных морских льдахсравнительно быстро возникают регулярные трещины под прямым углом к на-правлению дрейфа;

– при изгибных деформациях ледяных полей, обусловленных гравитацион-ными волнами, образуются параллельные трещины на расстоянии половины дли-ны волны друг от друга; простейший случай зарождения волн в ледяном покровенаблюдается от зыби;

– в тонком ровном льде замерзшего разводья при медленном сжатии образу-ется волнистая поверхность; это явление обусловлено потерей устойчивости фор-мы ледяной пластины при упруго-пластическом деформировании льда; изогнутоетаким образом поле может замерзнуть и сохранять свою форму долгое время;

– торошение морских льдов сопровождается сплачиванием обломков в изо-статически равновесное нагромождение; там, где имеется большой горизонтальныйградиент скорости дрейфа, образуются гряды торосов сдвигового происхождения.

СБРОСЫ НАПРЯЖЕНИЙ

Во время образования сквозных трещин в ледяном покрове отмечаются сбро-сы напряжений, достигающие 30 кПа. Они характеризуют способность ледяногопокрова накапливать в себе энергию упругих деформаций и косвенным образомотражают локальную и мезомасштабную прочность льда. Длительные изменениявнешних условий ведут к постепенному переходу больших массивов льда в нерав-новесное состояние, к появлению в них избыточного напряжения и возможногопоследующего самопроизвольного разрушения. В зимний период лед можно рас-сматривать как среду с аккумулированной энергией. Разрушение ледяного покро-ва вызывается не только внешними силами, но и внутренними, действующимиизнутри объема льда. В некоторые моменты сочетание этих сил приводит к лави-нообразному характеру разрушения. Самопроизвольное разрушение может про-изойти спустя значительное время после действия внешних сил.

СДВИГОВЫЕ РАЗЛОМЫ

Среди крупномасштабных форм деформирования и разрушения льда (мезо-и макромасштаба) следует выделить сдвиги, вызывающие образование системыкрылообразных трещин в узкой протяженной зоне ледяного покрова, затем фор-мирование магистральной трещины и последующее относительное смещение поразрыву с образованием цепочки разводий (рис. 3). Механизм такого процесса вольдах согласуется с основными положениями механики деформирования и разру-шения различных сред [4, 5]:

– разлом не пороговое явление, а процесс, развивающийся в пространстве иво времени;

– разрушение осуществляется благодаря возникновению, росту и слияниютрещин в неоднородной среде; развитие трещин происходит как квазистатически,так и динамически;

– формирование макроразрыва приводит к перераспределению напряженийи деформаций в некотором объеме ледяного покрова; макродеформация этогообъема состоит из непрерывной и дискретной компонент, обусловленных разви-тием в объеме трещин;

– образование магистрального разрыва проявляется в виде неустойчивостипроцесса макродеформации;

– процесс разрушения может протекать с сохранением подобия на разныхмасштабных уровнях (явления самоподобия и самоорганизации).

77

Сплоченный консолидированный ледяной покров может быть представленкак связно-сыпучая среда. При сдвиговом разрушении процесс развивается диск-ретно с образованием системы ступенчато расположенных крылообразных тре-щин. Магистральный разлом при сдвиге происходит путем соединения этих тре-щин. Присутствие развитых структур во льдах Арктического бассейна, перекре-щивающихся прямолинейных трещин и разводий указывает на вероятность обра-зования относительно быстрых деформаций на больших площадях поверхностиокеана. Протяженные ледовые ромбовидные образования имеют углы пересече-ния разрывов в сравнительно узком диапазоне (30–40°). Это говорит о высокойкогерентности длины и ширины ледовых образований при деформировании иразрушении ледяного покрова (рис. 4, 5).

Обычно динамика и механика разрушения льда мезо- и макромасштаба ана-лизируются с привлечением соответствующих теорий упругости, вязкости и плас-тичности [8, 9]. В проблеме масштабного фактора ключевыми являются напряже-ния в ледяном покрове, или прочность льда, которая может уменьшаться на два-три порядка по величине, когда размер зоны разрушения ледяного покрова сме-щается от локального масштаба (10–100 м) к мезомасштабному (10–100 км). Этохорошо подтверждается инженерными работами по изучению механики разруше-ния льда и по определению ледовых нагрузок на широкие шельфовые сооруже-ния: с увеличением размеров площади действующей силы прочность ледяных об-разований становится на два порядка меньше [12].

Характер динамического взаимодействия ледяных образований между собойи ледяных полей с сооружением имеет общие черты. В обоих масштабах отмечает-ся подобие форм деформирования и разрушения льда, причем при малых относи-тельных скоростях движения лед ведет себя как пластическое тело, при больших –как хрупкое.

Рис. 3. Примерные этапы возникновения сдвигового разлома в ледяном массиве (обобщен-ный рисунок с аэрофотоснимков)

78

Рис. 4. Фрагмент спутникового снимка NOAA с ромбовидными формами ледяных образо-ваний в приполюсном районе (23 мая 2005 г.; размер площади 450 × 450 км)

Рис. 5. Протяженный сдвиговый разлом в ледяном покрове с образованием цепочки разво-дий (рисунок со спутникового снимка NOAA) и аэрофотоснимок типичного разводья сгрядой торосов сдвигового формирования (размер сдвига в разводье около 200 м)

79

Самоподобная/фрактальная размерность изрезанных линий гряд торосов искрытых трещин в ледяном покрове может являться следствием реализации моделиКулона–Мора, согласно которой разрушение среды на сдвиг происходит в том слу-чае, когда касательное напряжение достигает критической величины. При этомпараметры мезомасштабной прочности льда выражаются через силу сцепления ле-дяных образований и угол внутреннего трения на линиях скольжения. Линия сдви-га при завершенной консолидации льда описывается выражением

τ σ ϕn nc= + tg ,

где τn – предельное сопротивление сдвигу есть функция первой степени от нор-

мального давления σn, с – сцепление и ϕ – угол внутреннего трения. Плоскость

разрушения ориентирована по отношению к направлению наименьшего главногонапряжения под углами ±(45° – ϕ/2). С использованием спутниковых снимковледяного покрова получены оценки угла внутреннего трения и «мезомасштабногосцепления» ледяных образований [11].

АВТОКОЛЕБАТЕЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ

В ледяном сплоченном массиве при сдвиговой подвижке обнаружены авто-колебательные процессы [6]. Прямые измерения горизонтальных смещений и ус-корений при подвижках осуществлялись сейсмонаклономерами, установленныминепосредственно на ледяных полях. Измеряемый диапазон ускорений составлял(10–1–10–6) м/с2. При интенсивных подвижках и торошении горизонтальные уско-рения достигали 0,1 м/с2. Известно, что одним из явлений, возникающих в реаль-ных диссипативных системах, является генерация незатухающих колебаний, пе-риод и амплитуда которых не зависят от характера внешнего воздействия, а опре-деляются свойствами самой системы. Такие колебания называются автоколеба-

Рис. 6. Текущий трехмерный спектр циклических подвижек ледяного поля, продолжаю-щихся в течение 20 мин. СП-32, 2004 г.

80

тельными, а генерирующие их системы – автоколебательными системами. Дли-тельность и интенсивность подвижки льда с трением по готовому разрыву форми-руют деформации льда и структуру излучаемых волн.

Циклические сдвиговые подвижки могут охватывать область значительныхразмеров [13]. При этом переход от разрывных колебаний к почти синусоидаль-ным зависит от относительной скорости смещения стенок сквозной трещины.При малых скоростях возникают нелинейные импульсы, при сравнительно высо-ких — почти синусоидальные колебания. Аналогичные процессы возникают привзаимодействии широких инженерных сооружений с движущимся льдом [12].

Внешним источником энергии ледовых автоколебаний являются ветер и по-верхностные течения океана. Демпфирующим механизмом служат силы трения ледя-ных полей относительно друг друга вдоль их общих границ. Процесс прерывистогоскольжения характеризуется регулярной повторяемостью процессов накопления исброса напряжений. На рис. 6 представлены типичные текущие спектры цикличес-ких подвижек. В течение 20 минут дрейфующее ледяное поле испытывало горизон-тальные подвижки с периодичностью около трех секунд. Связи с локальными метео-факторами отмечено не было, поэтому наблюдаемый процесс относится к разрядуприродных самоорганизующихся процессов.

Явлениям автоколебаний при взаимодействии ледяных образований сопут-ствуют аналогичные процессы, связанные с внутренними волнами подо льдом итурбулентностью. На рис. 7 представлена запись наклонов ледяного поля в одиниз периодов дрейфа станции СП-33. Стабильная периодичность импульсов в те-чение 10 часов предполагает автоколебательный процесс в системе лед–вода. Вре-мя между импульсами составляет около 27 минут. Предварительный анализ пока-зывает, что природа данного явления может быть обусловлена либо крупномасш-табным ледовым взаимодействием между ледяными образованиями, либо воздей-ствием на лед гидродинамических эффектов. В первом случае процесс роста дав-ления во льдах сопровождался периодическим продольным изгибом ледяного поляс последующим сбросом давления. Во втором предположении следует рассматри-

Рис. 7. Фрагмент записи периодических наклонов дрейфующего ледяного поля (СП-33, 28августа 2005 г.). Процесс длился 10 часов. Отмечается фон волн зыби с периодами в диапазо-не 25–30 с и длинами волн до 1500 м (сейсмонаклономеры 1 и 2 ориентированы на С–Ю иЗ–В, соответственно)

81

вать короткопериодные гравитационные внутренние волны и течения под ледя-ным покровом. Внутренние волны тесно связаны с океанской турбулентностью.В зоне максимального градиента плотности иногда происходит резкое изменениескорости течений [1]. В этом случае создаются благоприятные условия для воз-никновения упорядоченной структуры вод с элементами автоколебательного ре-жима. Можно предположить, что энергией турбулентных флуктуаций обусловли-вается появление эффективной силы трения и возникновение нелинейного про-цесса. По-видимому, именно такое явление и зарегистрировано на льду дрейфую-щей станции. Аналогичное явление проявления короткопериодных внутреннихволн в ледяном покрове океана описано в [7]. Здесь снова обнаруживается про-цесс циклического деформирования ледяного покрова.

АНАЛИЗ РЕЗУЛЬТАТОВ

На примерах натурных наблюдений видно, что морской лед является систе-мой, открытой для энергообмена с окружающей средой и подчиняющейся иерар-хической последовательности. Ледяные образования в системе отделены друг отдруга прослойками, построенными, подобно всей системе, из фрагментов разныхразмеров меньшего масштаба. Такими прослойками могут быть полосы тертогольда, вновь смерзшиеся трещины, гряды торосов и др. Ширина прослоек с низкойпрочностью связей может измеряться либо десятками сантиметров, либо десятка-ми и сотнями метров (например, замерзшее разводье). При поступлении энергиииз окружающей среды некоторые из систем, достигая состояния неустойчивости,освобождаются от ее избытка в виде сброса внутренних напряжений и генерацииколебаний и волн. Эти сбросы энергии, в свою очередь, поглощаются соседнимиледяными образованиями. Происходящее таким образом перераспределение энер-гии при достаточной интенсивности ее поступления из атмосферы или океанаможет постепенно привести к неустойчивости всю систему.

Иерархическая модель разрушения объектов геофизического масштаба исхо-дит из положения, что процесс накопления трещин на данном масштабном уров-не завершается критическим событием — возникновением укрупненных трещин(«кластеров»). Далее накопление событий разрушения продолжается на следую-щем масштабном уровне, где вновь возникшие кластеры играют роль элементар-ных трещин и т.д. Фундаментальным свойством множественного разрушения дис-кретной среды является степенной закон распределения числа событий по энер-гии [4, 5]. На основе этих постулатов обнаружены явления самоподобия и самоор-ганизации дрейфа морского льда в процессе совместных взаимодействий иерар-хии ледяных образований [9]. Процесс разрушения на различных уровнях струк-турной иерархии в принципе единообразен или самоподобен. Отсюда следует ав-томодельность процесса структурообразования, которая предполагает простыеколичественные соотношения между размерами области разрушения и энергиейпроцесса разрушения. В качестве очага разрушения можно принять минимальныйобъем системы взаимодействующих трещин — трещинный кластер (Т-кластер,см. рис. 3), при котором происходит потеря структурной устойчивости рассматри-ваемого уровня системы. Изменение масштаба наблюдения от лабораторных докрупномасштабных проявлений разрушения указывает на подобие процессов скоэффициентом вариации времен ожидания событий энерговыделения. Если время,за которое наблюдается возрастание коэффициента вариации принять за времянестационарного развития очага разрушения, то имеет место связь между време-нем и линейными размерами этого очага. Выделяются наиболее характерные чер-ты рассматриваемого подхода:

– процессы деформирования и разрушения являются стохастическими дискрет-ными процессами зарождения и развития трещин, взаимодействующих между собой;

82

– процесс разрушения является автомодельным на всех уровнях проявлений;– стохастический процесс накопления повреждений локализуется в ограни-

ченном очаге – Т-кластере, завершение формирования которого приводит к неус-тойчивости массива;

– автомодельность процесса предполагает существование констант модели.Для простейшей модели этими константами могут быть плотность энергии, ско-рость формирования Т-кластера и др.

Анализ блоковой структуры ледяных образований выявил ее ранговость исамоподобие/фрактальность, что является важнейшим признаком иерархическихсистем.

Переходы между метастабильными состояниями осуществляются критичес-ким путем и, как правило, приводят к появлению самоподобных структур, в частно-сти, к фрактальной геометрии продуктов разрушения. Возникновение самоподобияявляется выражением виртуального «дальнодействия». Например, двигающаяся че-рез ледяной массив трещина в каждый момент времени многократно повторяетсвои предыдущие шаги: зарождение на молекулярном уровне — рост на микроско-пическом уровне — образование макроскопических разломов и т. д., т.е. сохраняетпамять о своей истории и воспроизводит ее на последующих масштабных уровнях.

Ряд данных может быть проанализирован с точки зрения оценки роли масштаб-ных факторов как для пространственных, так и временных параметров разрушения.Масштабный ряд событий разрушения ледяных полей может быть выражен степен-ным законом как для пространственных, так и для временных характеристик. Значе-ние пространственно-временной корреляции состоит в потенциальной возможностипредсказывать изменение во времени некоторой области ледяного покрова, исходяиз предшествующей эволюции системы на другом масштабном уровне.

Понятие самоподобного множества произвольных геометрических объектов –фрактальных размерностей – включает совокупность линий, поверхностей, имею-щих сильноизрезанную форму. Самоподобие по пространству – это статистическиодинаковый характер структуры геофизической среды в разных пространственно-временных масштабах рассмотрения. В результате исследования временных и про-странственных характеристик ледяного покрова обнаружена самоподобная дина-мика ускорений ледяных полей, свидетельствующая о статистически эквивалент-ном распределении времен ожиданий силовых взаимодействий между ледянымиобразованиями различного масштаба [9].

Представления о фрактальных свойствах ледяного покрова получены из рас-смотрения его геометрических свойств по спутниковым изображениям. Известно,что в случае статистического подобия плоских объектов соотношение между ихплощадью S и периметром L удовлетворяет степенному выражению [10]

S LD ≈ 2 ,

где D – фрактальная размерность.Зависимость S от L представляет собой в логарифмическом масштабе пря-

мую линию, наклон которой равен 2/D. В результате обработки спутниковых сним-ков фрактальная размерность D заключалась в диапазоне 1,1–1,3. Приведенноесоотношение выполняется во всем доступном для измерений диапазоне. Это озна-чает, что переходы между метастабильными состояниями могут происходить од-новременно и идентичным образом на всех масштабных уровнях. Пространствен-ная инвариантность событий в одной статистической системе может быть связанас их временной корреляцией. Самоподобные свойства динамики льда обнаруже-ны при анализе времен ожидания случайных событий: горизонтальных ускоренийледяного поля определенного уровня. Полученные результаты указывают на вре-менную инвариантность дрейфа льда в диапазоне полутора порядков величины по

83

времени. Последовательность событий, развивающихся согласно степенному за-кону, указывает на критический характер динамики процесса, в данном случаеветровых и приливных компонент дрейфа. В амплитудном спектре ускорений льдаимеются компоненты с устойчивыми периодами, которые являются силовымифакторами разрушения контактных зон взаимодействия ледяных образований.Ледяной покров эволюционирует, поддерживая независимые от масштабного уров-ня соотношения, определяемые степенным законом в пространственных и вре-менных параметрах происходящих процессов.

ВЫВОДЫ

Анализ результатов инструментальных наблюдений за динамикой льдов Аркти-ческого бассейна показал возможности мониторинга состояния ледяного покрова иего изменчивости. Такой подход позволяет детально исследовать эволюцию динами-ческих событий в морских льдах и их влияние на структуру ледяного покрова. Дина-мика ледяного покрова проявляется в виде дискретных во времени и пространствесобытий, генерация которых свидетельствует о критическом состоянии ледяного по-крова. Между динамическими событиями ледяной покров имеет локально равновес-ное состояние, для которого характерно воздействие колебательного фона.

Иерархический характер разрушения и формирующаяся фрактальная струк-тура ледяного покрова Арктического бассейна взаимосвязаны между собой и яв-ляются прямым следствием квазистационарных циклических процессов в системеатмосфера–лед–океан. Это может быть обусловлено приливами, градиентами ат-мосферного давления, поверхностными и внутренними волнами, нелинейнымиавтоколебательными процессами и др.

Значение пространственно-временной корреляции процессов состоит в по-тенциальной возможности предсказывать изменение во времени некоторого про-странства ледяного покрова, исходя из предшествующей эволюции системы наменьшем масштабном уровне.

Использование теории предельного состояния Кулона–Мора с учетом со-вместного/одновременного циклического взаимодействия льдов может служитьновым подходом к объяснению природы образования упорядоченных структур вледяном покрове, а также получать оценки геофизической прочности льда.

Сдвиговые разломы в ледяном покрове Арктического бассейна могут бытьобусловлены циклическими подвижками льда на значительных пространствах.Циклические подвижки существуют в широком диапазоне смещений и ускоре-ний: от локальных при торошении до мезомасштабных при атмосферных и океа-нических приливных воздействиях.

Масштабная инвариантность динамики морских льдов в сочетании с их фрак-тальной организацией позволяют рассматривать ледяной покров как самооргани-зующийся фрактальный пространственно-временной домен. Фрактальная размер-ность может служить прогностическим индикатором при крупномасштабном мо-ниторинге динамического состояния ледяного покрова.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Представленные результаты выявляют подходы к организации инструмен-тальных наблюдений по динамике и механике льда в период МПГ. Дальнейшееизучение взаимосвязи между характером динамики и деформаций льда различно-го масштаба в системе атмосфера–лед–океан с помощью контактных подспутни-ковых и спутниковых наблюдений является основой для совершенствования мо-делей динамического поведения морского льда, используемых в прикладных зада-чах ледовых прогнозов, а также при изучении природы катастрофических явленийлокального и геофизического масштабов.

84

Основные положения настоящей статьи основаны на результатах исследова-ний прошлых лет, а также новых инструментальных наблюдений на дрейфующихстанциях «Северный полюс-32, 33, 34», проведенных М.Астаховым, С.Ковалевым иД.Тузлуковым, которым автор выражает благодарность.


1. Беляков Л.Н., Нагурный А.П., Савченко В.Г. Применение линейной теории установивше-гося движения двухслойной жидкости при исследовании особенностей вертикальной струк-туры течений в арктических морях // Тр. ААНИИ. 1972. Т. 306. С. 145–161.

2. Лосев С.М., Горбунов Ю.А., Дымент Л.Н. Разрывы в ледяном покрове Арктического бас-сейна по спутниковым данным // Проблемы Арктики и Антарктики. 2002. Т. 73. С. 36–52.

3. Гудкович З.М., Доронин Ю.П. Дрейф морских льдов. СПб.: Гидрометеоиздат, 2001. 111 с.

4. Куксенко В.С. Физические причины подобия на различных масштабных уровнях // Фи-зические основы прогнозирования разрушения горных пород при землетрясениях. М.: На-ука, 1987. С. 68–73.

5. Садовский М.А. Автомодельность сейсмических процессов // Физические основы прогно-зирования разрушения горных пород при землетрясениях. М.: Наука, 1987. С. 6–12.

6. Смирнов В.Н. Динамические процессы в морских льдах. СПб.: Гидрометеоиздат, 1996. 162 с.

7. Смирнов В.Н. Колебания ледяного покрова, обусловленные внутренними волнами Север-ного Ледовитого океана // Докл. АН СССР. 1972. Т. 20. № 5. С. 1105–1108.

8. Смирнов В.Н., Чмель А.Е. Самоподобие и самоорганизация в дрейфующем ледяном по-крове Арктического бассейна //Докл. АН СССР. 2006. Т. 5. С. 684–687.

9. Тимохов Л.А., Хейсин Д.Е. Динамика морских льдов. Математические модели. Л.: Гидро-метеоиздат, 1987. 272 с.

10. Mandelbrot B.B. The Fractal geometry of Nature. W/H/Freeman and Co., San. Francisco,1982. 500 р.

11. Marco J.R., Thomson R.E. Rectilinear leads and internal motions in the ice pack of the WesternArctic ocean // J.Geophys. Res. 1977. Vol. 82. № 6. P. 979–987.

12. Sanderson T.J.O. Ice Mechanics: Risks to offshore structure. Graham and Trotman, London,1988. 253 p.

13. Smirnov V.N. The Mechanism of dynamic loads in compressed sea ice during shearing failure.Proc. 16th Int. Conf. on Port and Ocean Eng. under Arctic Conditions, POAC. Ottawa, Canada,2001. Vol. 2. Р. 421–429.

14. Tucker III W.B., Perovich D.K. Stress measurements in drifting Pack Ice // Cold regions scienceand technolodgy. 1992. Vol. 20. № 2. P. 119–139.

V.N.SMIRNOV

THE FEATURES OF DYNAMICS AND DEFORMATION MECHANICSOF THE ARCTIC BASIN ICE

The results of the research dynamics features and deformation mechanics of the ice cover of the ArcticOcean are presented. The main attention is paid to the description physical-mechanical phenomena of thelocal a mesoscale. The hierarchic character of the failure and forming fractal structure of the Arctic Basin icecover are interconnected and are a direct consequence of the quasi-static cyclic processes in the systematmosphere–ice–ocean. It can be caused by tides, atmosphere pressure gradients, surface and internal waves,non-linear self-oscillating processes and other. The value of the spatial-temporal correlation of the processesconsists in the potential possibility to predict the change in time of the some space of the ice cover from theprevious system evolution on the smaller scale level. The properties of the self-similarity and self-organizationcan serve a prognostic indicator at the large-scale monitoring of the ice cover dynamic state.

The study of the considered phenomena is important for solving climate and weather predictiontasks and for navigation safety and development of the shelf deposits.

85


УДК 551.465

П.В.БОГОРОДСКИЙ1, А.В.МАРЧЕНКО1,2,3, А.В.ПНЮШКОВ1

1 – ГНЦ РФ Арктический и антарктический научно-исследовательский институт2 – Институт общей физики РАН им. А.М.Прохорова, Москва3 – Университетский Центр на Свальбарде, Лонгйир

ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ЗАМЕРЗАНИЯ СНЕЖНИЦНА МНОГОЛЕТНЕМ ЛЬДУ АРКТИЧЕСКОГО БАССЕЙНА

(ПО ДАННЫМ 23-ГО РЕЙСА НЭС «АКАДЕМИК ФЕДОРОВ»)

Представлены результаты наблюдений снежниц на дрейфующих льдах Арктического бас-сейна, выполненных в июле–сентябре 2005 г. в ходе 23-го рейса НЭС «Академик Федоров», атакже термодинамическая модель их замерзания. Показано, что наличие прудов талой воды,даже с небольшой соленостью, является качественным элементом морского снежно-ледяногопокрова, оказывающим существенное влияние на его нарастание в целом.

Введение. В последние годы непрерывно возрастает интерес к элементам ледя-ного покрова и проблеме их учета в прогностических и климатических моделях мор-ского льда [6]. При этом особое внимание привлекают снежницы, или пруды талойводы, которые образуются в период таяния в результате термометаморфических пре-образований поверхностных слоев снежно-ледяного покрова [2–4]. Занимая в лет-ний период более 50 % его площади [4] и поглощая долю приходящей солнечнойрадиации в несколько раз большую, чем остальная часть, талые пруды являются свое-образными энергоактивными зонами морского льда [11]. Пруды талой воды считают-ся важным элементом арктической климатической системы и неизменно фигуриру-ют в качестве одного из приоритетных объектов программ натурных исследованийвзаимодействия атмосферы и океана в Арктическом бассейне [9, 13].

Не менее важна, хотя и гораздо менее изучена, роль снежниц в период за-мерзания. Поскольку компенсация потока тепла в атмосферу происходит за счеткристаллизации талой воды, замерзающие пруды представляют серьезное препят-ствие для выхолаживания морского льда. Учитывая значительную площадь и глу-бину снежниц, которая может достигать нескольких метров [4], можно полагать,что этот процесс в значительной степени определяет термодинамику ледяногопокрова в осенний период. Этим объясняется растущий интерес к эволюции снеж-ниц и появление работ [9, 12], в которых на основании натурных экспериментовпредприняты попытки феноменологического описания и моделирования меха-низмов замерзания снежниц. Известный вклад в исследование характерных режи-мов тепломассопереноса и нарастания льда, учитывающих специфику задачи, вне-сли наблюдения, выполненные в ходе экспедиции «Арктика-2005» (23-й рейс НЭС«Академик Федоров»), В настоящей работе описаны основные результаты измере-

Поступила 24 декабря 2006 г.

86

ний, а также развитая на их основе квазистационарная термодинамическая мо-дель процесса. Выявлены основные закономерности изменения толщин слоев ре-кристаллизационного и морского льда, солености талой воды, а также соответ-ствующее им изменение параметров энергообмена атмосферы и океана для реаль-ного изменения метеопараметров. На основании наблюдений и расчетов предло-жен сценарий эволюции снежницы в осенне-зимний период.

1. Наблюдения проводились на пяти ледовых станциях: № 2–6 на различныхучастках акватории Арктического бассейна (табл. 1) с 5 августа до 19 сентября2005 г. и, таким образом, охватывали переходный для состояния ледяного покровапериод завершения таяния – начала льдообразования, что позволило проследитьосновные этапы замерзания поверхностных водоемов. На станции № 1 проводи-лась настройка оборудования и отработка методики измерений. К сожалению,время работ на ледовых станциях было жестко ограничено и не превышало 2суток. Для измерений в режиме зондирования использовался портативный зондYSE CE300 (США) с погрешностью измерений не менее ±0,2 °С по температуре и±0,3 ‰ по солености. Дискретность отсчетов по глубине составляла 5 см. Выби-рались снежницы различного размера и глубины, образовавшиеся среди разнооб-разных форм рельефа поверхности многолетнего льда. С установлением на водо-емах снежно-ледяного покрова дополнительно измерялись толщины снега и льда.

Все обследованные снежницы в период максимального развития (станции№ 2, 3) располагались на обсохшем ледяном покрове и имели отчетливо выражен-ные берега, обусловленные стеканием основной массы талой воды под лед [4].Наибольший размер водоемов варьировал от 2 до 6 м, глубина – от 20 до 105 см.Некоторые из них, независимо от размеров, имели сквозные донные отверстия.Цвет снежниц менялся от светло-голубого до коричневатого и зеленоватого и опре-делялся глубиной, состоянием донного льда и количеством биогенного или взве-шенного вещества [10]. Вертикальное распределение температуры определялосьтеплым ядром в центре водоема (рис. 1а). Максимальная температура воды, заре-гистрированная за весь период наблюдений, достигала в ядре 2,2 °С. Снежницыглубиной более 40–50 см имели небольшую соленость, обусловленную вовлече-нием в летнее таяние глубинных слоев льда. При этом соленая вода концентриро-валась в локальных впадинах на дне водоемов. Ряд профилей отражал развитиеконвективных процессов, обусловленных инверсией плотности талой воды [1, 2,12]. Водоемы, расположенные у торосов, как правило, оказывались солоновато-водными и характеризовались слоистой стратификацией.

Совершенно иная картина наблюдалась на станции № 4, выполненной врайоне географического Северного полюса. За 3 недели, прошедшие с выполне-ния станции № 3, температура воздуха понизилась до –10 °С, выпал снег и поверх-

Таблица 1

Даты выполнения и координаты ледовых станций

87

Рис. 1. Распределение температуры (°С) в снежнице: а – в период максимального развития(6 августа), б – начала замерзания (31 августа), в – развития замерзания (18 сентября)

88

ность снежниц замерзла. Анализ карт приземного давления показал, что пониже-ние температуры воздуха за период между выполнением станций № 3 и № 4отражало временное изменение синоптической ситуации, типичной для этоговремени года. Толщина льда составляла, в среднем, 15–20 см и обнаруживалазамечательное соответствие с глубиной снежницы. Слой талой воды значительновыхолодился и стал более однородным (рис. 1б).

Процессы льдообразования и снегонакопления, отмеченные на станции № 4,получили свое дальнейшее развитие на станциях № 5 и 6. На замерзших снежни-цах установился снежный покров (5 см на станции № 5 и 5–10 см на станции№ 6). Слой льда стал еще толще, воды – однороднее (рис. 1в). К началу выполне-ния станции № 6 теплозапас водоемов был почти исчерпан и они находились всостоянии, близком к полному замерзанию. Снежный покров скрывал реальнуюконфигурацию снежниц, поэтому измерение их горизонтальных размеров оказа-лось невозможным. При этом выпавший снег, перераспределенный за счет ветро-вого переноса, скапливался вдоль контура снежниц, тогда как центральные ихчасти были еще бесснежными. По этой причине лед под снегом вдоль краев нарасстоянии 30–40 см у большинства исследованных водоемов отсутствовал, а егонаибольшая толщина наблюдалась в их центральных частях (рис. 2).

Для анализа хода замерзания 18 сентября (станция № 6) из верхнего и ниж-него слоя льда снежницы были выбурены керны. Их длина составила 30 и 70 смпри шестисантиметровой толщине снега на верхней границе. Формирование верх-него слоя льда за счет собирательной режеляционной перекристаллизации в соче-тании с инфильтрационным льдообразованием при метаморфизме снежного по-крова в весенне-летний период и нижнего в результате интенсивного замерзанияморской воды в зоне активной подвижки льда позволяет отнести их соответствен-но к типам Г4 и В3-В4 по классификации льдов природных водоемов [8]. Замер-зший слой талой воды характеризовался пузыристой структурой и молочным цве-том. Морской лед имел выраженную волокнистую текстуру с высокой пористос-

Рис. 2. Распределение толщин льда и глубин (см) в снежнице в начальный период льдооб-разования (станция № 5)

89

тью в верхней трети и типичный для этих типов льда серый цвет, светлеющий помере стока жидкой фазы. Измерения температуры, выполненные сразу после из-влечения образцов, показали возможность аппроксимации ее профилей линей-ной функцией толщины обоих слоев льда.

2. С целью определения основных характеристик процесса рассматриваетсясистема, состоящая из двух слоев льда (индекс i) толщины h1(t) и h3(t) – h2(t),разделенных слоем талой воды (индекс w) толщиной h2(t) – h1(t) с температурой T

w

и соленостью Sw, плавающих на поверхности океана (индекс ∞) с температурой T∞

и соленостью S∞ (рис. 3). При этом предполагается, что поток тепла к нижнейповерхности морского льда отсутствует, а на поверхности замерзающей снежницынепрерывно образуется снежный покров (индекс s). Специфика задачи заключа-ется в том, что процессы фазового перехода происходят на всех поверхностяхсистемы, разделяющих жидкую и твердую фазы, которые, таким образом, являют-ся неизвестными. На них выполняются условия теплового баланса (Стефана)

ρij

i jLdh

dtk

T

zz h j=

∂∂

= = −, ( )1 3 , (1)

где ρ – плотность, L – теплота фазового перехода вода–лед, k – коэффициенттеплопроводности, T – температура, z – направленная вниз вертикальная коорди-ната.

На границе с атмосферой (индекс a) ставится граничное условие, определя-ющее тепловой поток

kT

zEH z hs s

∂∂

= = −, , (2)

где в отсутствие солнечной радиации EH = H + LE + R – поток тепла черезснежно-ледяной покров; H и LE – турбулентные потоки явного и скрытого тепласоответственно; R – радиационный баланс поверхности.

На границе раздела снег–лед выполняются условия непрерывности темпера-туры и теплового потока:

Рис. 3. Схема распределения температуры в слоях снега, льда и воды

90

T T T kT

zk

T

zz ti

− ++ −

= =∂∂

−∂∂

= = >0 0 0 0, , ,s, (3а, б)

где индексы + и – обозначают нижнюю и верхнюю стороны границы раздела соот-ветственно. Считается, что температура нижней границы системы равна температу-ре морской воды, равной, в свою очередь, температуре ее замерзания при даннойсолености Θ, определяемой из условия локального термодинамического равновесия

T S z h∞ ∞≡ = − =Θ γ , 3 , (4)

где γ – наклон линии ликвидуса. Следуя данным измерений, температура талойводы T

w полагается постоянной по вертикали вследствие конвективного переме-

шивания, обусловленного полным отторжением растворенных солей при льдооб-разовании, и также равной температуре ее замерзания:

T S h z hw w= − < <γ , 2 3 . (5)

В качестве начальных условий задаются положение фронтов кристаллизациии соленость снежницы:

h h h h h h S S tw w1 2 0 2 2 0 3 3 0 0 0= = = = =ε , , ,, , , , . (6а, б, в, г)

Таким образом, в начальный момент времени фронт кристаллизации пред-полагается уже существующим на некотором малом расстоянии ε << 1 (ε – малыйпараметр) от замерзающей поверхности. Соленость снежницы S

w определяется иззакона сохранения растворенной соли соотношением

S Sh h

h hh z hw w=

−−

< <02 0 1 0

2 12 3

, , , . (7)

Профили температуры задаются линейными (рис. 4) с различным наклономв слоях снега и льда

TT T

hz T h zs

s=−

+ − < <00 0

s

, , (8а)

T TT T

hz z hs

w s= +−

< <1

10, , (8б)

TT h T h

h h

T T

h hz h z hw w=

−−

+−−

< <∞ ∞2 3

2 3 2 32 3, , (8в)

с таким значением температуры охлаждаемой поверхности Ts, чтобы в начальный

момент времени t = 0 разность тепловых потоков на границах разделов равнялась

нулю и, следовательно, их скорости dh dtj , согласно граничному условию (6), так-

же равнялись нулю. Заметим, что вычитание уравнений (1) при j = 2 и при j = 3 другиз друга с учетом (8) дает

ρi Ld h h

dt

( )3 2 0−

= . (9)

Таким образом, очевидно, что в случае отсутствия потока тепла из океанаh h const3 2− ≡ . Кроме того, линейность профилей температуры позволяет легкорассчитать поток тепла через снежно-ледяной покров (2):

91

EH kT T

h k k his w

i s s

= −−

+ ( )1

, (10)

а также, вместе с условием (3), температуру границы снег–лед. Для определениясоставляющих теплового баланса используются формулы

H C StV T T LE L DaV q qa a a b a a a b a= − = −ρ ( ), ( )* , (11а)

q e P q e f Ps aa T b T

a aa T b Ts s= ( ) = ( )+( ) +( )0 622 10 0 622 100 0

1 1 1 1, , , a a , (11б)

R T T a b T Ta ace

a= + + + ⋅ + −( )( ) ( )( ) ( )273 273 10 430 . (11в)

В (10) σ – постоянная Больцмана; δ – излучательная способность (степеньчерноты серого тела); q

a, e, P

a и V

a – удельная влажность, упругость водяного пара,

давление и скорость ветра соответственно, измеряемые обычно на высоте 2 м; qs –

Рис. 4. Временной ход (100 сут.) температуры воздуха (Ta, °С), атмосферного давления (p

a,

МПа), скорости ветра (Va, м/с) и относительной влажности воздуха (f, %). Нулевое значе-

ние абсциссы соответствует 25 августа

–

92

удельная влажность верхней границы снежно-ледяного покрова; St и Da – числаСтэнтона и Дальтона; C – теплоемкость; L* – удельная теплота испарения; a, b, c,a1, b1 – эмпирические коэффициенты. Расчеты по нульмерной термодинамичес-кой модели [5], формализованной в виде уравнения теплового баланса (2) для зим-него периода, показали, что параметризация (9) – (10) достаточно хорошо отража-ет реальные условия теплообмена между океаном и атмосферой через тонкие льдыи сравнительно корректно оценивает величины основных потоков тепла [5, 6].

Уравнения (1) совместно с соотношениями (2) – (11) представляют замкну-тую систему для нахождения трех неизвестных функций h

j(t), а также температуры

осолоняющейся талой воды Tw.

3. Задача (1) – (11) решалась численно при следующих значениях парамет-ров льда: ρ

i=910 кг/м3, k

i=2,24 Вт/(мК), L=3,34×105 кДж/м3, g=0,054 °C/‰,

L*=2,55×106 Дж/кг; снега: ks=2,24 Вт/(мК), δ=0,6, σ=5,67×10–8 Вт/(м2К4); воздуха:

ρa=1,3 кг/м3, C

a=103 Дж/(кг К), St = Da =1,7×10–3, e0= 611, a=0,18, b=0,25, c=0,052,

a1 =9,5, b1=265,5K [6, 7]. Для представления о реальных характеристиках процессаиспользовались распределения метеопараметров, измеренных на борту НЭС «Ака-демик Федоров» и дрейфующей станции СП-34 (рис. 4). На рис. 5–8 представле-ны результаты счета для 100-суточного периода, полученные при S

w0=1 ‰, S∞=32 ‰,h2,0=1 м и h3,0= 2 м. Рис. 5 изображает временной ход границ раздела h

j и солености

талой воды, рис. 6 – скорости движения границ wj слоистого (со снежницей) и w

3

сплошного снежно-ледяного покрова с начальной толщиной h h3 0 3 0,*

,= . Изменениятемпературы границ, а также составляющих теплового баланса поверхности этих видовледяного покрова изображены на рис. 7 и 8. Для обеспечения сравнимости результа-тов снегонакопление для слоистого и сплошного снежно-ледяного покрова задава-лось одинаковым в форме h ts = × ×0 1 100 24 3600, ( ) (10 см за 100 суток).

Как и следовало ожидать, основное нарастание льда в системе происходит наверхней границе системы (рис. 5). При этом скорость ее движения w

1 значительно (на

порядок) опережает w2 и w

3 (рис. 6, отрицательные значения обусловлены движением

границы вверх). Согласно (9), обе границы морского льда h2 и h

3 начинают двигаться

вверх с одинаковыми скоростями, что означает для верхней границы замерзание, адля нижней – таяние. Этот эффект продолжается до достижения слоем талой водынекоторой критической толщины (солености), определяемой величинами S

w0 и h

2,0 и

h3,0

, после чего граница h3 начинает двигаться вниз. При длительном замерзании снеж-

ницы расчетная соленость талой воды может достигать сотен промилле при толщинеснежницы менее 1 см. Расчетные данные свидетельствуют о сохранении закономер-ностей изменения характера движения фронтов h

j, несмотря на скачкообразное изме-

нение Ts, следствием которого является неравномерное нарастание границы h

1. За-

мерзающий слой талой воды на поверхности морского льда задерживает нарастаниеего нижней границы, по сравнению с замерзанием сплошного льда такой же толщи-ны, который начинает нарастать, как только температура его поверхности опуститсяниже температуры замерзания морской воды. Как следует из расчетов, соответствую-щая разность толщин близка к 30 см. При этом снежница не вымораживается цели-ком, а продолжает существовать в толще льда в виде тонкой (порядка 1 см) жидкойпрослойки. Если положить время замерзания снежницы как время достижения сло-ем талой воды критической толщины, то, как видно из рис. 5 и 6, для наблюдающих-ся температур воздуха оно составит величину порядка двух месяцев. Толщина ниже-лежащего слоя морского льда практически не влияет на темп роста h

2. Расчеты пока-

зывают, что с ростом величины S0 скорость замерзания несколько уменьшается, что

объясняется более медленной кристаллизацией соленой воды.Для оценки адекватности модели результаты расчетов толщины льда сравни-

вались с результатами расчетов по эмпирической формуле [3] для снежницы

93

Рис. 5. Временной ход границ раздела h1, h2 и h3 (снизу вверх) системы (вверху) и соленоститалой воды (‰) в течение 100 суток (внизу). Нулевое значение абсциссы соответствует 25августа

Рис. 6. Скорость движения нижней границы w3 (см/ч) сплошного льда (вверху) и границмногослойного льда w1 (см/час) и w2=w3 в течение 100 суток (внизу). Нулевое значениеабсциссы соответствует 25 августа

94

Рис. 7. Временной ход температуры (°С) границ сплошного (вверху) и слоистого (внизу)льда в течение 100 суток. Нулевое значение абсциссы соответствует 25 августа

Рис. 8. Временной ход составляющих теплового баланса (Вт/м2) сплошного (вверху) и много-слойного льда (внизу) в течение 100 суток. Нулевое значение абсциссы соответствует 25 августа

95

h h Ta1 8 4 6 64 13 5* , ,= − + − −∑( ) ( )s , (12)

гдеhs – высота снега, осредненная за период нарастания; ( )−∑ Ta – сумма гра-

дусо-дней мороза. Результаты расчетов, для сопоставимости которых игнорирова-лось снегонакопление и задавалась постоянная температура T

a = –10 °С, приведе-

ны в табл. 2. Как следует из сравнения оценок динамики процесса, модельныерезультаты несколько превышают результаты расчетов по формуле (12). По-види-мому, это не является свидетельством завышения толщины растущего льда моде-лью, поскольку известно, что из-за сложности процессов теплообмена вблизи по-верхности снежно-ледяного покрова входящее в модель значение T

s и фигурирую-

щее в соотношении (12) значение Tа, определяемое на высоте 2 м при стандарт-

ных наблюдениях, в зависимости от метеопараметров и толщины льда могут отли-чаться друг от друга на несколько градусов [6]. Очевидно, что для льда на поверх-ности снежницы разность температур T

s и T

а может быть еще больше. Кроме того,

авторы [3] указывали на пригодность своей формулы только для мелководных(20–25 см) водоемов, а также отмечали постоянное занижение рассчитанных поней толщины льда и времени промерзания по сравнению с наблюденными. Такоеразличие они объясняли тем, что толщина льда, образовавшегося при полномпромерзании снежницы, за счет увеличения объемом льда на 10 % объема воды,из которой он образовался, превышает ее начальную глубину. Последнее обстоя-тельство является принципиальным для возникновения избыточного гидростати-ческого давления. Поэтому область приложения построенной модели, предпола-гающей бесконечную протяженность слоя замерзающей воды, ограничена режи-мом замерзания, когда повышение давления, связанное с льдообразованием, неприводит к понижению температуры фазового перехода.

Временной ход температуры поверхностей раздела показан на рис. 7. Ихвеличины закономерно связаны с изменением метеопараметров и, в первую оче-редь, с устойчивым понижением температуры атмосферы T

а. Сравнение показы-

вает, что величина Ts превышает T

а, построенную по данным срочных наблюде-

ний, в среднем на 1,5÷2 °С, доходя в отдельные периоды, соответствующие, восновном, резкому повышению температуры воздуха, до 4÷5 °С. Примерно такаяже закономерность отмечается и в увеличивающейся за счет снегонакопления раз-ности величин T0 и T

s. (Из этого же рисунка следует, что разность соответствую-

щих температур в сплошном льду существенно меньше.) Видно, что для наблю-давшихся процессов в атмосфере значение T

s приближается к значению T

a в тече-

ние временного интервала около 65 суток, соответствующего достижению толщи-ной слоя талой воды критического значения. В течение этого же периода проис-ходит постепенное уменьшение температуры T

w; далее ее значения скачкообразно

Таблица 2

Месячное нарастание льда, рассчитанное по модели для Tа=–10 °С и формуле (12)в отсутствие снегонакопления

96

понижаются и следуют общим изменениям температуры верхних границ, превос-ходя последние на примерно постоянную величину, близкую к 10 °С.

Наличие слоя замерзающей воды на поверхности морского льда оказываетсущественное влияние на его тепловой баланс по сравнению со сплошным льдом(рис. 8). Модель достаточно адекватно воспроизводит изменчивость вертикальныхтурбулентных потоков тепла, обусловленную началом зимнего выхолаживания ивыявленную на основании теоретических и экспериментальных данных. При этомнеобходимо учесть, что погрешность определения H и LE по экспериментальнымданным составляет не менее 30 %. Важную роль в этом процессе играет снежныйпокров. Увеличение его мощности приводит к сглаживанию температурных кон-трастов между приледным слоем воздуха и поверхностью ледяного покрова, а сле-довательно, и уменьшению потоков тепла [5, 6], что является принципиаль-ным обстоятельством для изменения температуры льда и, тем самым, темпов егонарастания и свидетельствует о важности точной зависимости h

s от h2.

4. Поскольку основное нарастание льда происходит сверху и лед, под действи-ем гидростатического давления, деформируется как упругое тело, замерзание снеж-ницы сопровождается деформацией льда на ее верхней границе, что частично ком-пенсирует увеличение объема жидкой фазы. Следовательно, давление в снежнице инапряжение во льду должны существенно возрастать по мере нарастания объемальда. Однако ни в одной из обследованных снежниц, несмотря на довольно боль-шую толщину образовавшегося льда (до 30 см), признаков избыточного давления(фонтанирование из скважины при пробуривании льда или его вспучивание) неотмечалось. Более того, даже в ходе последних измерений уровень воды в выбурен-ной скважине ни разу не превышал верхней поверхности льда, а соотношение егонадводной и подводной части неизменно подчинялось закону Архимеда. Такимобразом, модель качественно правильно описывает теплоперенос в замерзающемна льду слое талой воды в течение достаточно длительного периода и вполне отвеча-ет интуитивным физическим представлениям о процессе.

По-видимому, увеличение давления в жидкой фазе обусловливается характе-ром замерзания снежниц. Как правило, толщина льда наиболее интенсивно увели-чивается в центральных частях водоемов; вдоль краев снежниц, где накапливаетсявыпавший снег, скорость его нарастания существенно замедляется. При этом засчет гладкой поверхности растущего льда формирование снежного покрова в цент-ральной части водоема продолжается существенно дольше. Поэтому в то время какэта часть вымораживается полностью, вдоль контура сохранятся жидкая зона, кото-рая, по оценкам [3], затвердевает, в среднем, на 15–20 суток позднее. Очевидно, чтов этом случае роста давления в снежнице не происходит. Однако в тех случаях,когда снежница не имеет отчетливо выраженных ледяных берегов или ее поверх-ность оказывается бесснежной, промерзание распространяется от краев водоема кцентру либо происходит равномерно по всей площади. В этом случае возникаетестественный вопрос о судьбе жидкой фазы при полном замерзании водоема.

Можно предположить, что увеличивающееся за счет льдообразования (вер-хнего, нижнего и бокового) гидростатическое давление позволяет воде существо-вать в жидкой фазе, несмотря на значительное понижение температуры воздуха.Влияние давления на температуру фазового перехода воды аналогично влияниюрастворенной соли: давление понижает температуру ее замерзания. Ситуация дляее сохранения становится еще более благоприятной после установления снежногопокрова. При этом основным механизмом компенсации роста давления, по-види-мому, служит частичное расплавление нижележащих слоев льда за счет пониже-ния температуры замерзания. Физику явления можно пояснить следующим обра-зом. Градиент давления во льду приводит к формированию градиента температу-

97

ры в слое талой воды. Благодаря условию фазового равновесия, лед плавится втеплой части слоя и замерзает в холодной. В результате слой воды может переме-щаться вниз, в сторону более теплого льда – аналогично миграции замкнутыхсолевых ячеек в толще льда [4]. На это указывает высокая пористость и разрушен-ность верхней 20-сантиметровой части керна, выбуренного из подстилающего снеж-ницу слоя морского льда. Не исключено, что при достижении слоем воды некото-рой критической глубины происходит его поршневое оттеснение в направлениидвижения фронта по системе сквозных каналов, развитой в нижней части льдавниз, в его толщу и далее – в морскую воду.

Выводы. Сохраняющиеся в период интенсивного льдообразования в толщеморского льда снежницы представляют серьезное препятствие для его выхолажи-вания. Чем толще слой талой воды, тем больше его теплозапас и тем большевремя, необходимое для его полного промерзания. Очевидно, что если рост гидро-статического давления в жидкости существенно не понизит температуру фазовогоперехода воды, то нарастания льда под снежницей, до ее полного промерзания, непроисходит. Более того, процесс замерзания талой воды сопровождается таяниемнижней границы морского льда. С учетом площади снежниц эти эффекты могутиметь большое климатическое значение. В этой связи представляет несомненныйинтерес постановка на дрейфующих станциях «Северный полюс» долговремен-ных измерений температуры и давления в замерзающем слое талой воды. Была быкрайне желательной и постановка аналогичного лабораторного эксперимента,например, в ледовом бассейне ААНИИ. Результаты подобных наблюдений, вы-полненных с помощью малоинерционных чувствительных датчиков и растворе-ния красителей в слое талой воды с выбуриванием кернов после полного замерза-ния водоема, смогли бы при сравнительно небольших затратах существенно рас-ширить современные представления о характере термодинамических процессов втолще морского льда в зимний период.

Работа выполнена при поддержке Российского фонда фундаментальных иссле-дований (проект 05-05-6442) и Программы поддержки ведущих научных школ (НШ4710.2006.1).


1. Богородский П.В. Конвекция в снежнице // Метеорология и гидрология. 1995. № 1. С. 65–69.

2. Богородский П.В., Макштас А.П. К вопросу о формировании снежниц в Арктическомбассейне // Метеорология и гидрология. 1996. № 8. С. 72–80.

3. Бузуев А.Я., Спичкин В.А. Роль снежниц в формировании пространственной неравномер-ности толщины многолетних льдов в зимний период // Проблемы Арктики и Антарктики.1977. Вып. 49. С. 53–58.

4. Зубов Н.Н. Льды Арктики. М.: Изд. Главсевморпути, 1945. 360 с.

5. Иванов Б.В., Макштас А.П. Квазистационарная нульмерная модель арктических льдов //Тр. ААНИИ. 1990. Т. 420. С. 18–31.

6. Макштас А.П. Тепловой баланс арктических льдов в зимний период. Л.: Гидрометеоиз-дат, 1984. 66 с.

7. Назинцев Ю.Л., Панов В.В. Фазовый состав и теплофизические характеристики морскогольда. СПб.: Гидрометеоиздат, 2000. 83 с.

8. Тышко К.П., Черепанов Н.В., Федотов В.И. Кристаллическое строение морского ледяногопокрова. СПб.: Гидрометеоиздат, 2001. 66 с.

98

9. Fetterer F., Untersteiner N. Observations of melt ponds on Arctic sea ice // J. Geophys. Res. 1998.Vol. 103. №. C11. P. 24 821–24 835.

10. Grenfell T.C., Maykut G.A. The optical properties of ice and snow in the Arctic Basin //J. Glaciol. 1977. Vol. 18. P. 445–463.

11. Perovich D.K., Tucker III W.B. Arctic sea ice conditions and the distribution of solar radiationduring summer // Ann. Glaciol. 1997. Vol. 25. P. 445–450.

12. Taylor P.D., Feltham D.L. A model of melt pond evolution on sea ice // J. Geophys. Res. 2004.Vol. 109. C12007, doi.10.1029/2004JC002361.

13. Tucker III W.B., Gow A.J., Meese D.A., Bosworth H.W. Physical characteristics of summer seaice across the Arctic Ocean // J. Geophys. Res. 1999. Vol. 104. № C1. P. 1489–1504.

P.V.BOGORODSKY, A.V.MARCHENKO AND A.V.PNYUSHKOV

THE MAIN FEATURES OF MELT PONDS FREEZING ON MULTY-YEARARCTIC SEA ICE (BY OBSERVATIONS DURING THE 23-RD CRUISE

OF RV «AKADEMIK FEDOROV»)

The results of Arctic melt ponds observations performed in the July-September 2005 during the23-rd cruise of RV «Akademik Fedorov» and also the thermodynamic model of their freezing arepresented. The presence of meltwater layers, even with low salinity, is shown to be a qualitative elementof sea ice cover which defines its growing pattern.

99

О.М.АНДРЕЕВ, Б.В.ИВАНОВ


ПАРАМЕТРИЗАЦИЯ ВЕРТИКАЛЬНОГО РАСПРЕДЕЛЕНИЯСОЛЕНОСТИ ОДНОЛЕТНЕГО МОРСКОГО ЛЬДА ДЛЯ ЗАДАЧТЕРМОДИНАМИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ В АРКТИКЕ

Представлена разработанная параметризация эволюции вертикального распределениясолености однолетнего морского льда в Арктическом бассейне. Выполнено сравнение профилей,получаемых с помощью предложенной параметризации и реальных вертикальных распределенийсолености морского льда. На основании сравнения параметризация рекомендуется к примене-нию при термодинамическом моделировании однолетнего морского льда в Арктике.

Наиболее простым и доступным, но в то же время действенным способом полу-чения сведений о толщине морского льда в Арктике является математическое моде-лирование. Однако если для льдов пресноводных водоемов термодинамические вы-числения, основанные на расчете распределения температуры в растущем или таю-щем ледяном покрове, трудностей не вызывают, то с расчетами для соленого морско-го льда дело обстоит иначе, так как в настоящее время еще нет достаточно полной изаконченной теории формирования вертикальной структуры солености морского льда.Но именно соленость морского льда является одним из основных параметров, оказы-вающих влияние на его механические свойства и тепловой режим.

Соленость морского льда по определению, предложенному В.Л.Цуриковым[9], представляет собой суммарную массу содержащихся в одном килограмме та-лой воды (или рассола) главнейших ионов – хлора, брома, фтора, сульфат иона,бикарбонат иона, натрия, калия, магния и кальция. В нерасплавленном льду, какмногокомпонентной системе, соленость складывается из ионов солей, находя-щихся как в жидкой фазе (рассоле), так и в виде твердых кристаллизовавшихсясолей (кристаллогидратов), выпавших из рассола при достижении льдом эвтекти-ческой температуры той или иной соли. Формируясь под влиянием метео- и гид-рологических условий в процессе начальной кристаллизации и последующего ро-ста морского льда, она не остается постоянной, а претерпевает изменения на про-тяжении всего времени существования ледяного покрова. Интенсивность этихизменений бывает различной. Наблюдения свидетельствуют, что наиболее силь-ные изменения солености льда происходят в начальный период образования ироста льда и в процессе его весенне-летнего таяния, то есть именно тогда, когдатемпература ледяного покрова относительно высокая. Соответственно изменяют-ся основные свойства морского льда: физико-механические, теплофизические иоптические. Зная пространственную и временную изменчивость солености и тем-


УДК 551.467 Поступила 28 апреля 2006 г.

100

пературы ледяного покрова, можно получить достаточно точную картину распре-деления в ледяном покрове характеристик его основных физических свойств.

Образование и дальнейший рост морского льда обусловлены действием боль-шого количества внешних факторов, воздействие которых носит нелинейный ха-рактер [5]. В связи с этим расчеты вертикального распределения солености, значе-ния которой могут колебаться в пределах десятка и более промилле, становятсявесьма приблизительными. Можно выделить лишь некоторые внешние факторы,влияние которых можно оценить количественно с достаточной степенью точнос-ти. В первую очередь это соленость воды, из которой лед образуется, скоростьнарастания льда, температура приледного слоя воздуха, толщина льда и время егосуществования [5].

В современных термодинамических моделях морского ледяного покрова учетсолености морского льда либо вообще не производится, либо используются эмпи-рические зависимости интегральной солености льда от его толщины [5, 7, 12].Например, для многолетних льдов соленость их поверхностных слоев обычно при-нимают равной нулю, а нижних в пределах 5–10 ‰ [2, 5]. Этой информациидостаточно, чтобы учесть в модели влияние солености, например, на средние длявсего слоя льда величины коэффициентов теплопроводности и теплоемкости че-рез использование соответствующих эмпирических формул [5, 12].

Известно [1], что в тонких растущих льдах некоторая масса рассола выжима-ется на его верхнюю поверхность, а основная масса под действием гравитацион-ных сил и температурного градиента стекает под лед. По мере увеличения толщи-ны льда скорость вертикальной миграции становится различной на разных гори-зонтах. Самые верхние слои имеют наиболее низкую температуру, и здесь жидкаяфаза в большей степени оказывается вымороженной и ограниченной в способно-сти своего вертикального перемещения. Слои льда, расположенные ближе к ниж-ней поверхности, имеют температуру близкую к температуре замерзания морскойводы. Они более насыщены рассолом, и сток в них более интенсивен, чем в верх-них слоях. При этом образовавшиеся два максимума солености сохраняются дол-гое время. Подобная («С-образная») форма вертикального профиля солености ха-рактерна для всего периода нарастания льда при спокойных погодных условиях[5, 11]. Однако из-за процессов нарушения горизонтальной слоистости морскогольда (разломы, наслоения, торошение) вертикальное распределение и количествосолей во льду может стать весьма различным.

Теоретическое описание процессов, приводящих к изменению содержаниясолей в морском льду (миграция, диффузия, гравитационный сток рассола, заме-щение рассола водой и др.), позволяет определить изменение солености льда вовремени [5, 9, 13]. Но при оценке теплофизических характеристик ледяного покро-ва интерес представляет не столько сама природа процессов формирования профи-ля солености льда, сколько установление статистических пространственно-времен-ных особенностей вертикального распределения солености в ледяном покрове взависимости от структуры льда, его возраста, толщины, времени года и местныхклиматических условий. Таким образом, для задач, связанных с математическиммоделированием морского льда в рамках региональных или климатических моде-лей, наиболее важны не сами причины, вызывающие то или иное вертикальноераспределение солености, а их следствие – то есть величины солености, которыеопределяют значения теплофизических характеристик и влияют на особенностивертикального распределения температуры в морском льду [5]. В свою очередь вер-тикальное распределение температуры, наряду с внешними метеорологическими ирадиационными условиями, определяет изменение толщины морского льда, явля-ющейся конечной целью моделирования [6]. Таким образом, мы сталкиваемся склассической проблемой параметризации процесса, определяемой как «описание

101

статистических эффектов различных мелкомасштабных процессов переноса в тер-минах крупномасштабных переменных, которые в модели поддаются разрешению вявной форме» [8]. Еще одно определение параметризации, которое уместно в кон-тексте наших рассуждений, звучит как «определение связи между физическими ха-рактеристиками, которая (связь) не является прямым следствием физических зако-нов, а получена, например, из анализа наблюдений» [3].

Первые попытки выявить характерные типы вертикального распределения со-лености льда в Арктическом бассейне предпринял Ф.Мальмгрен, обобщив результа-ты своих многочисленных наблюдений [4]. Н.Н.Зубов также ссылается на результа-ты, полученные Ф.Мальмгреном, описывая вертикальное распределение соленостиморского льда [1]. В.Л.Цуриков, опираясь на результаты, полученные Ф.Мальмгре-ном, а также на свои собственные наблюдения [9], приводит наиболее характерныевертикальные распределения солености для однолетних и многолетних льдов в зави-симости от сезона и, соответственно, от их физического состояния. Им же выделеношесть основных типов (рис. 1) вертикального распределения солености для однолет-них льдов морей центральной части Арктического бассейна, а также для морей уме-ренных широт. Кроме того, в этой же работе [9] сформулированы наиболее частыепоследовательности чередования типов в зависимости от сезона и приведены реаль-ные значения солености льда для некоторых арктических морей.

Взяв за основу характерные вертикальные распределения солености для од-нолетнего морского льда, приведенные в работе В.Л.Цурикова [9], и применивгипотезу автомодельности (широко используемую в различных гидрометеороло-гических задачах [3, 5, 8]) для описания вертикального профиля солености в мор-ском льду, мы произвели аппроксимацию указанных профилей степенными мно-гочленами. Это позволило, после определения значения солености, к примеру, нанижней границе морского льда, получить вертикальное распределение соленостидля моделируемого ледяного покрова.

Так, для периода активного роста морского льда (кривые № 1, 2, 3 на рис. 1),профиль солености можно описать многочленом вида:

S S= ⋅ − ⋅ + ⋅ − ⋅ + ⋅max , , , , ,( )0 981 1 482 3 741 5 682 3 4622 3 4η η η η , (1)

где: S – соленость льда; Smax

– соленость на нижней границе морского льда; h –безразмерная вертикальная координата (за нуль принята верхняя граница льда, заединицу – нижняя).

Рис. 1. Схема изменений характерного вертикального распределения солености однолетнегоморского льда в Арктическом бассейне (по данным В.Л.Цурикова): 1, 2, 3 – растущий морс-кой лед (октябрь–март); 4 – лед, растущий под действием запаса холода (апрель–май); 5 –тающий морской лед (июнь–сентябрь); 6 – активно тающий морской лед (июль–август)

102

Для получения величины солености морского льда на его нижней границеможно воспользоваться, например, известной формулой В.Л.Цурикова [5, 9, 10]:

S Sd H d t

d H d tw=

+7

7 10 30,, (2)

где dH/dt – скорость роста льда; Sw – соленость подледного слоя воды.

Во время начала таяния снега (лед при этом может продолжать расти поддействием так называемого «запаса холода», кривая № 4 на рис. 1):

S S= ⋅ + ⋅ − ⋅ + ⋅ − ⋅ + ⋅max , , , , , ,( )0 685 5 742 34 97 81 667 84 3 32 192 3 4 5η η η η η . (3)

В период таяния льда (толщина льда более 0,7 м, кривая № 5, рис. 1):

S S= ⋅ − ⋅ − ⋅ + ⋅ − ⋅ + ⋅max , , , , , ,(0 018 0 125 4 447 50 777 90 998 45 4412 3 4η η η η ηη5 ) , (4)

здесь Smax

– соленость среднего слоя льда (слоя максимальной солености).Соленость среднего слоя необходимо выбирать с учетом характерных значе-

ний максимальной солености льда для данного периода и конкретных географи-ческих условий. Однако следует отметить, что для арктических морей, как пока-зывают натурные измерения, типичная максимальная соленость, характерная дляописанного профиля, находится в пределах 3–4 ‰ [9].

В период активного таяния морского льда, в случае, когда его толщина менее0,7 м (кривая № 6, рис. 1), соленость описывается линейной функцией, при этомее абсолютная величина увеличивается с глубиной.

Предложенная параметризация работает следующим образом. В период рос-та льда, на первом расчетном шаге определяется начальная скорость нарастания.По формуле (2) вычисляется соленость нижнего слоя льда, после чего по выраже-нию (1) рассчитывается вертикальный профиль солености. На следующем расчет-ном шаге процедура повторяется. С момента начала таяния снега происходит скач-кообразный переход к профилю солености, описываемому выражением вида (3).После того как снег полностью растаял, профиль солености следует вычислять повыражению (4), используя в качестве S

max характерную максимальную соленость

морского льда в исследуемом районе в соответствующий период года, определяе-мую из имеющихся результатов предшествующих наблюдений. Когда в процессетаяния толщина льда станет менее 70 см, профиль солености следует вычислятькак линейную функцию с увеличением солености к нижней границе. При этом,как следует из анализа большого числа наблюденных в этот период профилей [4,5, 9, 13], соленость на верхней границе следует принимать равной нулю, а нанижней границе 1–3 ‰, что является типичными значениями солености активнотающего морского льда.

Таким образом, мы сделали попытку получить параметризацию эволюциипрофиля солености однолетнего морского льда в течение года. Безусловно, пред-ставленная параметризация не описывает в явном виде конкретные физическиепроцессы, формирующие поле солености реального морского льда, но косвенноучитывает их. Плюсами изложенной параметризации являются простота реализа-ции и, что очень важно, описание всего годового цикла эволюцию ледяного по-крова в рамках нестационарных термодинамических моделей морского льда [5].

Для проверки работоспособности предложенной нами параметризации вер-тикального профиля солености морского льда были использованы натурные дан-ные М.Накаво и Н.Синха [11]. Эти данные содержат сведения о толщинах и вер-тикальном распределении солености морского льда в период его роста. Наблюде-ния имеют продолжительность почти 200 суток, начиная с момента образования

103

льда (конец октября) в бухте Eclipse Sound (Канадская Арктика) и до начала ве-сеннего таяния (конец апреля – начало мая). Достоинствами этих наблюденийявляются относительно высокая частота отбора образцов (проб) льда для опреде-ления солености и подробное описание ее вертикального распределения.

Итак, воспользовавшись сведениями о скорости роста морского льда, мырассчитали вертикальные распределения солености, используя выражения (1–2),на 10, 24 и 80-е сутки. Как видно из рис. 2, наша параметризация в целом доста-точно адекватно воспроизводит профили солености растущего морского льда, не-много сглаживая реальные градиенты между слоями. Существенные отличия ввеличинах солености нижнего слоя морского льда могут быть связаны с точнос-тью используемой в наших расчетах формулы расчета солености льда на нижнейгранице (2), которую, при желании, можно заменить на любую другою известную

Рис. 2. Рассчитанные по предложенной параметризации (прерывистая линия) и наблюден-ные (сплошная линия) вертикальные распределения солености растущего морского льда взаливе Eclipse Sound на 10-е (а), 24-е (б) и 80-е (в) сутки

104

формулу, например из работы [14]. Кроме того, возможно, это связано с интен-сивной инфильтрацией морской воды в нижние слои морского льда при усиленииподпирающего действия подледной воды, вызванного резким повышением коли-чества снега на льду. При этом не следует забывать, что и сама точность определе-ния солености льда является невысокой из-за значительных технических и мето-дических трудностей, возникающих при отборе образцов льда и проведении лабо-раторных измерений [9].

К сожалению, нам не удалось найти опубликованных материалов для проверкиадекватности описания нашей параметризацией профиля солености тающего морс-кого льда. Мы воспользовались данными измерений, выполненных в экспедицияхААНИИ в морях Баренцевом и Лаптевых в 2000–2005 гг. Как показали расчеты, нашапараметризация во всех случаях воспроизводит наблюдаемые вертикальные профилисолености морского льда для периода таяния в пределах точности измерений данногопараметра. Для подтверждения вышесказанного на рис. 3 приведены результаты из-мерений вертикального распределения солености тающего однолетнего дрейфующе-го льда в море Лаптевых в августе 2002 г. и соответствующий профиль солености,рассчитанный с помощью предложенной параметризации.

Таким образом, можно сделать вывод, что предложенная нами параметриза-ция воспроизводит наблюдаемые в реальности вертикальные распределения соле-ности морского льда. На наш взгляд несомненно, что столь несложную в исполь-зовании и дающую неплохие результаты параметризацию следует включить в не-стационарную динамико-термодинамическую модель ледяного морского покро-ва, разработанную в ААНИИ для целей климатических исследований [2, 5].

Работа выполнена в рамках проекта 5.5 ИПМО «Мировой океан» и раздела1.5.2 ЦНТП Росгидромета.


1. Зубов Н.Н. Льды Арктики. М.: Изд. Главсевморпути, 1945. 424 с.

2. Иванов Б.В., Макштас А.П. Квазистационарная нульмерная модель морского льда // Тр.ААНИИ. 1990. Т. 420. С. 18–31.

Рис. 3. Вертикальное распределение солености тающего дрейфующего морского льда в мореЛаптевых, рассчитанное по параметризации (прерывистая линия) и наблюденное (сплош-ная линия)

105

3. Калацкий В.И. Моделирование вертикальной термической структуры деятельного слояокеана. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. 215 с.

4. Мальмгрен Ф. О свойствах морского льда / Пер. с англ. М.: Изд. Гидрографическогоуправления и Гидрометеокомитета, 1930. 90 с.

5. Морской лед. Справочное пособие / Под ред. И.Е.Фролова, В.П.Гаврило. СПб.: Гидро-метеоиздат, 1997. 402 с.

6. Назинцев Ю.Л., Панов В.В. Фазовый состав и теплофизические характеристики морскогольда. СПб.: Гидрометеоиздат, 2000. 84 с.

7. Рывлин Ф.Я. Метод прогнозирования предела прочности ледяного покрова на изгиб //Проблемы Арктики и Антарктики. 1974. Вып. 45. С. 79–86.

8. Физические основы теории климата и его моделирования / Под ред. А.С.Монина. Л.:Гидрометеоиздат, 1977. 272 с.

9. Цуриков В.Л. Жидкая фаза в морских льдах. М.: Наука, 1976. 210 с.

10. Шестеперов И.А. Проверка формулы Цурикова по результатам наблюдений // Океано-логия. 1969. Т. 9. Вып. 4. С. 616–618.

11. Nakawo M., Sinha N.K. Growth rate and salinity profile of first-year sea ice in The High Arcic // J.Glaciol. 1981. Vol. 27. № 96. P. 315–330.

12. The Geophysics of Sea Ice / N.Untersteiner, ed. Plenum Press, NY., 1986. P. 385–465.

13. Untersteiner N. Natural desalination and equilibrium salinity profile of perennial sea ice // J.Geophys. Res. 1968. Vol. 73 (4). P. 1251–1257.

14. Weeks W.F., Lofgren G. The effective solute distribution coefficient during the freezing of NaClsolutions // Phys. snow and ice. 1967. Pt. 1. P. 579–597.

O.M.ANDREEV, B.V.IVANOV

PARAMETERIZATION OF FIRST-YEAR SEA ICE VERTICAL SALINITYDISTRIBUTION FOR PROBLEMS OF THERMODYNAMIC MODELING IN

ARCTIC REGIONS

The developed parameterization of evolution of first-year sea ice vertical salinity distribution inthe Arctic basin is submitted. Comparison of the profiles received with the help of suggested parameterizationand real vertical distributions of sea ice salinity is executed. On the basis of comparison this parameterizationis recommended to application at thermodynamic modeling of first-year sea ice in Arctic regions.

106


УДК 551.577

В.П.ШЕВЧЕНКО1, А.П.ЛИСИЦЫН1, Р.ШТАЙН (R.STEIN)2, Н.В.ГОРЮНОВА1,А.А.КЛЮВИТКИН1, М.Д.КРАВЧИШИНА1, М.КРИВС (M.KRIEWS)2,

А.Н.НОВИГАТСКИЙ1, В.Т.СОКОЛОВ3, А.С.ФИЛИППОВ1, Х.ХААС (C.HAAS)2

1 – Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, г. Москва, Россия2 – Институт полярных и морских исследований им. А.Вегенера, г. Бремерхафен, Германия3 – ГНЦ РФ Арктический и антарктический научно-исследовательский институт

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ И СОСТАВ НЕРАСТВОРИМЫХ ЧАСТИЦВ СНЕГЕ АРКТИКИ

Обобщены результаты исследований распределения и состава нерастворимых частиц вснеге Арктики, выполненных авторами в 1994–2005 гг., и литературные данные. Показано,что фоновое содержание нерастворимых частиц размером >0,45 мкм в снеге Арктики, понашим данным, находится в пределах 0,2–3 мг/л, что значительно выше, чем концентрациявзвеси в морской воде. Осадочный материал в свежевыпавшем снеге представлен в основномминеральными и биогенными частицами (споры, пыльца, волокна, диатомовые водоросли) пели-товой и алевритовой размерности. В большинстве проб в незначительном количестве обнару-жены сажа, гладкие сферы сгорания диаметром 0,5–5 мкм, поступающие в атмосферу с выб-росами металлургических, горнодобывающих комбинатов, тепловых электростанций, ТЭЦ.Балансные подсчеты, полученные на основе наших определений, показывают, что вклад аэрозо-лей в формирование осадочного материала в Арктике близок к вкладу речного осадочного веще-ства – за пределами маргинальных фильтров рек. В целом для Северного Ледовитого океана(пелагиаль) вклад аэрозолей в осадкообразование составляет примерно 10 %.

ВВЕДЕНИЕ

Снежный покров обладает рядом свойств, делающих его удобным индикато-ром состояния экосистемы [2, 3, 15, 40]. Снег вымывает из атмосферы твердые(аэрозоли) и растворенные вещества (влага и все виды загрязнений). В отличие отдождя, который уходит в почву или стекает с поверхности льдов, снег сохраняетсяна поверхности почвы и дрейфующих льдов и таким образом фиксирует все ат-мосферные выпадения за снежный период года – в Арктике для большей частигода. Осадочное вещество снега характеризует зимнюю атмосферу, когда окружа-ющая суша покрыта слоем снега, а реки и моря – льдом, т.е. поступление аэро-зольного минерального вещества и солей из водосбора и с поверхности моря от-сутствует или минимально, главное значение поэтому приобретает вещество даль-него (тысячи км) и сверхдальнего переноса (>10 тыс. км) [10, 11, 40]. В Арктикепри отборе всей толщи накопившегося снега (с первого снегопада и до времениотбора) с поверхности льда можно определить скорость его накопления на едини-цу поверхности, т.е. поток аэрозольного и растворенного эолового материала, итаким образом получить надежную количественную и качественную характерис-тику поступления эолового материала на поверхность моря [11, 31, 40]. Снег на


107

поверхности льдов в море – это гигантская ловушка аэрозольного и растворенно-го вещества для зимнего сезона (в Арктике основного по продолжительности).

Первые исследования твердых частиц в снеге с поверхности дрейфующихльдов Арктики были выполнены в Амеразийском бассейне [29, 43]. Позже такиеработы были продолжены в области Трансполярного дрейфа в экспедициях не-мецкого НИС ледового класса «Поларштерн» [47]. В данной статье нами пред-ставлены результаты исследований авторов и литературные данные.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Детальные исследования состава снежного покрова в проливе Фрама и врайоне подводного плато Ермак были проведены нами в июле 1997 г. в рейсеARK-XIII/2 НИС «Поларштерн» [23]. В период с 1998 по 2005 г. исследованиянерастворимых частиц в снеге были проведены в экспедициях на НИС «Поларш-терн», НЭС «Академик Федоров», ГС «Сергей Кравков», на российских дрейфую-щих станциях «Северный полюс», на припайном льду губы Чупа (Кандалакшский

Рис. 1. Пробы снега: 1 – 9-й рейс НИС «Профессор Логачев» (август 1994 г.); 2 – ARK-XIII/2рейс НИС «Polarstern» (июль–август 1997 г.); 3 – ARK-XIV/1a рейс НИС «Polarstern» (июль1998 г.); 4 – 14-й рейс НЭС «Академик Федоров» (сентябрь–октябрь 1998 г.); 5 – 17-й рейсНЭС «Академик Федоров» (сентябрь 2002 г.); 6 – ARK-XVII/2 рейс НИС «Polarstern» (ав-густ–сентябрь 2001 г.); 7 – дрейфующая станция СП-32; 8 – дрейфующая станция СП-33.Полигоны (районы отбора проб): 9 – дрейфующая станция (апрель 2001 и 2002 гг.); 10 –зимние экспедиции в район биостанции «Картеш» (март 2001 г., апрель 2002 г. и март–апрель 2004 г.); 11 – экспедиция на ГС «Сергей Кравков» (апрель 2003 г.); 12 – экспедициив устье р. Северная Двина (март 2003, 2004 и 2005 гг., февраль 2006 г.); 13 – зимние экспеди-ции в Кенозерский национальный парк (январь 2001–2004 гг.)

108

залив Белого моря), в устьевой зоне р. Северная Двина, на Белом море. Положе-ние мест отбора проб показано на рис. 1. Во время рейсов НИС «Поларштерн»научные сотрудники, отбирающие пробы, доставлялись на дрейфующие льдинына расстоянии не менее 2 км от судна в направлении против ветра. Отбор снегапроводился на расстоянии не менее 100 м против ветра от вертолета чистымипластмассовыми совками в тефлоновые пакеты. Сразу после доставки на бортНИС «Поларштерн» пробы помещали в холодильник и хранили при температуре–30 °C до обработки. Аналогичные меры предотвращения загрязнения снега вовремя пробоотбора предпринимались и в других экспедициях.

После отбора снег был растоплен при комнатной температуре и полученнаявода профильтрована через предварительно взвешенные ядерные фильтры диа-метром 47 мм, диаметр пор 0,45 мкм. Параллельно часть талой воды фильтроваличерез стекловолокнистые фильтры GF/F (Whatman).

Сканирующая электронная микроскопия выполнялась авторами в Институтеим. П.П.Ширшова РАН, Москва на микроскопе JSM-U3 (Jeol, Japan) и в Институ-те полярных и морских исследований им. А.Вегенера, Бремерхафен, Германия намикроскопе XL 30 ESEM (Philips, USA). Содержание органического углерода и азо-та было определено в Институте полярных и морских исследований им. А.Вегенера,Бремерхафен, Германия на приборе Carlo Erba-1500 после обработки фильтров GF/Fс взвесью раствором соляной кислоты для удаления карбонатов.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

По степени влияния антропогенных аэрозолей на формирование состава снеж-ного покрова выделяют районы импактные (в значительной мере подверженныепоступлению эолового материала из близко расположенных промышленных цент-ров) и фоновые (относительно удаленные от антропогенных источников).

Импактные районыНорильский регион. Атмосферные промышленные выбросы являются основ-

ным источником загрязнения природной среды Норильского промышленного рай-она. Зона наивысшего загрязнения снега располагается в пределах 2–3 км от источ-ника и зависит от высоты выбросов из труб металлургического завода [7]. На рас-стоянии 2 км от медеплавильного завода концентрация нерастворимых частиц вснеге составляла 2925 мг/л и по мере удаления от источника резко уменьшалась,хотя и на расстоянии 16 км оставалась очень высокой (175 мг/л), значительно пре-вышая фоновые значения (табл. 1). Химический состав твердого осадка характери-зуется высоким содержанием таких тяжелых металлов, как железо, медь, никель,марганец, хром, цинк, свинец, кадмий. По мере удаления от источника выбросов втвердом осадке снеговой воды быстро убывает содержание Cr, Mn, Fe, Ni и Cu,незначительно снижается содержание Zn и возрастает содержание Cd и Pb. Привесеннем снеготаянии накопленные за зиму массы загрязнений попадают в почвы,поверхностные и грунтовые воды, а затем в донные отложения водоемов [6, 7].

Промышленные районы северо-востока Европейской части России. Для про-мышленности северо-востока Европейской части России основное значение име-ет добыча угля, нефти, газа. Главный центр угледобывающей промышленности –район Воркуты. Переработка нефти и газа производится на Ухтинском нефтепе-рерабатывающем заводе, газа – в г. Сосногорске. Аэрозольные выпадения в зим-ний период четко фиксируются снежным покровом, сохраняющимся в данномрегионе в течение примерно 8 месяцев.

Исследование снежного покрова на разрезах, проходящих через г. Воркута,Инта и Усинск, в марте–апреле 1998 и 1999 гг. [61, 62] показало, что концентра-ция нерастворимых частиц в городах Инта, Воркута и Усинск составляет в сред-нем 46, 37 и 13 мг/л, соответственно. На удалении более 30 км от Инты и Воркуты

109

Таблица 1

Концентрация нерастворимых частиц в снежном покрове Арктики

Примечание. *– МПЗ НГМК – Медеплавильный завод Норильского горно-металлургическогокомбината, **– в числителе минимальное и максимальные значения, в знаменателе – среднее.

110

концентрация взвеси в снежном покрове снижается в несколько раз и выходит нафоновый уровень, тогда как в Усинске она находится на фоновом уровне. Связаноэто с тем, что основным компонентом взвеси в снеге Инты и Воркуты являетсяпепел (зола), образующийся при сжигании угля на местных ТЭЦ. Важным ком-понентом взвеси в Воркуте является также цементная пыль, выбрасываемая в воз-дух местным цементным заводом. В Усинске в качестве топлива на ТЭЦ исполь-зуется природный газ, что резко снижает загрязнение окружающей среды.

Район Архангельска. Распределение нерастворимых частиц в снежном по-крове на льду в устьевой зоне р. Северная Двина было изучено нами в период с 19по 27 марта 2005 г. [21]. Исследования охватывали район от г. Новодвинска до о-ва Мудьюгский в Двинском заливе Белого моря. Концентрация нерастворимыхчастиц в снежном покрове на льду реки на большинстве станций варьировала от2,73 до 22,7 мг/л, составляя в среднем 9,54 мг/л. Наиболее низкие концентрациичастиц (от 2,73 до 4,07 мг/л) зарегистрированы в снеге районов, находящихсявдали от антропогенных источников. Эти значения, однако, в несколько раз пре-вышают фоновые для снежного покрова Арктики значения (2,19 мг/л) [22]), ноблизки к данным для городов со средней степенью загрязнения атмосферы [3, 60].Аномально высокое содержание нерастворимых частиц в снеге было обнаруженов устье р. Юрас около ТЭЦ (76,7 мг/л). Такое пространственное распределениеэоловой взвеси в снежном покрове Архангельской агломерации и прилегающих кней территорий хорошо качественно согласуется с оценками аэротехногенногозагрязнения окружающей среды рассматриваемого региона [17, 24].

Кольский полуостров. Большая часть территории Кольского полуострова рас-положена за полярным кругом, что обусловливает наличие снежного покрова в те-чение 180–220 дней в году [18]. На фоновый (природный) уровень концентрацийвещества в снежном покрове накладываются выбросы индустриальных и городскихагломераций как Кольского полуострова, так и более отдаленных районов. В снеж-ном покрове наблюдаются значительная изменчивость в содержании нераствори-мых частиц и тяжелых металлов. Наиболее загрязнен снежный покров в окрестно-стях центров цветной металлургии и переработки апатито-нефелинового сырья икрупных городов [1, 6, 28]. Проведенные исследования показали, что снежный по-кров Кольского полуострова испытывает повышенные антропогенные нагрузки, внем накапливаются и перераспределяются токсичные химические соединения иэлементы, впоследствии влияющие и на другие геосистемы полуострова.

Фоновые районыСодержание частиц в поверхностном слое снежного покрова на дрейфующих

льдинах в Арктике (пролив Фрама и район подводного плато Ермак) в июле 1997 г.составляло от 1,03 до 12,91 мг/л, в среднем 2,74 мг/л (n = 11 проб) [23]. В июле1998 г. во время ARK-XIV/1a рейса НИС «Поларштерн» содержание частиц в снегена льдинах высокоширотной Арктики было от 0,43 до 16,37 мг/л, составляя в среднем2,91 мг/л (n = 32 пробы). В районе от 85° с.ш. до полюса в сентябре 2003 г. – феврале2004 г. во время дрейфа СП-32 содержание взвеси составляло от 0,18 до 0,69 мг/л (всреднем 0,37 мг/л, n = 7 проб), а в октябре 2004 г. – мае 2005 г. во время дрейфаСП-33 – от 0,10 до 0,17 мг/л (в среднем 0,13 мг/л, n = 5 проб). Все эти значениянамного выше, чем концентрации взвеси в морской воде (<0,2 мг/л) [10, 13].

По результатам оптической и сканирующей электронной микроскопии ос-новная часть материала на фильтрах имеет тонкопелитовую (<1 мкм) и пелитовую(от 1 до 10 мкм) размерность, сравнительно редко встречаются частицы алеврито-вой размерности (от 10 до 100 мкм), в основном это частицы биогенного матери-ала (диатомеи, волокна и др.). Основными компонентами собранного материалаявляются минеральные зерна размером от 1 до 10 мкм и биогенные частицы (ра-стительные волокна, пыльца, споры и диатомовые водоросли). Наиболее харак-

111

Рис. 2. Характерные нерастворимые частицы, содержащиеся в снежном покрове централь-ной части Северного Ледовитого океана: а – минеральные зерна; б – пеннатная диатомея иминеральные зерна; в – диатомеи; г, д – споры; е – сажа. Пробы снега были отобраны вARK-XIV/1a рейсе НИС «Polarstern» в июле 1998 г. (а–д) и около дрейфующей станцииСП-32 в декабре 2003 г. (е)

а б

в г

д

терные частицы показаны на рис. 2. Соотношение минеральных и биогенных ча-стиц меняется от пробы к пробе.

Пыльца и споры в пробах снега, отобранных около Северного полюса в ап-реле и мае 2002 г., были детально изучены В.В.Украинцевой [59]. Показано, чтопыльца и споры, обнаруженные в пробах, были принесены воздушными потока-ми из центральных и северо-западных районов Европы (Северная Скандинавия иКольский полуостров). Растительные волокна длиной до нескольких сотен мкм ипыльца сухопутных растений переносятся ветром на сотни километров; их по-ступление эоловым путем отмечено, например, на севере Шпицбергена и в Ан-тарктике [36, 39]. В марте 1991 г. перенос на значительное расстояние большогоколичества пыльцы растений, широко распространенных на севере пустыни Са-

е

112

хара, был зарегистрирован на большей части Европы, включая северную частьСкандинавского полуострова. Анализ синоптической ситуации подтвердил, чтовоздушные массы поступали в Европу в это время из северных районов Африки[34]. Значительное количество пыльцы и спор поступает в Северный Ледовитыйокеан при цветении растений тайги и тундры. Пыльца и споры, обнаруженные вводной взвеси и в донных осадках арктических морей [42, 44] и в кернах буренияледников арктических островов [26], поступают на морскую поверхность и на ост-рова также в основном за счет дальнего эолового переноса. Растительные волокнавыдуваются ветрами с поверхности арктических почв, содержащих большое коли-чество растительных остатков [5, 14].

Диатомеи установлены во всех образцах частиц из снежного покрова льдин впроливе Фрама. Видовой состав диатомей довольно разнообразный, всего Е.И.По-ляковой определено более 60 видов и внутривидовых таксонов [23]. При этом какпо видовому разнообразию, так и по численности преобладают морские ледовыедиатомеи (Fragilariopsis oceanica, F. cylindrus, Fossula arctica, Nitzschia polaris) и план-ктонные диатомеи (Thalassiosira antarctica, T. gravida, T. hyperborea, T. nordenskioeldii,Actinocyclus divisus, споры и вегетативные клетки видов рода Chaetoceros). Пресно-водные диатомеи установлены в 8 из 11 исследованных проб. Они представленытипичными речными и озерно-болотными видами, характерными для водоемовкрайнего севера Евразии [4, 38]. В большинстве проб снега, собранных нами вдругих экспедициях, также были отмечены створки диатомовых водорослей (на-пример, рис. 2б, в). Диатомовые водоросли поступают в приводный слой как засчет срыва ветром тонкого поверхностного слоя морской воды, пузырьков и пены(особенно при усилении ветра), так и за счет дальнего переноса пыли с поверхно-сти пересыхающих в конце лета озер в тундре, в которых диатомеи широко рас-пространены [4, 38]. Ранее диатомеи были обнаружены и изучены в аэрозольныхпробах из других районов Мирового океана [8]. Очевидно, что только эоловымпутем могут поступать пресноводные и морские диатомеи на ледовый купол Ан-тарктиды вблизи Южного полюса, а также на ледовый купол Гренландии [27, 37].Дополнительным локальным механизмом поставки диатомей в поверхностныйслой снега в районе исследований является выдувание их створок из насыщенно-го осадочным материалом пакового льда («грязного» льда), содержащего диато-меи, принесенные Трансполярным течением с Сибирского шельфа [45, 46].

В большинстве проб снега в небольшом количестве обнаружены сажевыечастицы и гладкие сферы сгорания диаметром 0,5–5 мкм, поступающие в атмо-сферу с выбросами металлургических, горнодобывающих комбинатов, тепловыхэлектростанций, ТЭЦ. Они могут переноситься воздушными массами на большиерасстояния. Ранее сферы сгорания были обнаружены в аэрозолях Арктики рядомавторов [22, 35, 54, 55].

Набор минералов (кварц, кислые плагиоклазы, калиевые полевые шпаты,гиперстен, фрагменты сланцев, хлорит), найденных в пробах снега, свидетель-ствует о достаточно широком спектре пород, являющихся источником эоловогоматериала, поступающего со снегом на поверхность льда [23].

Среднее значение отношения C/N нерастворимых частиц в снежном покро-ве Центральной Арктики в июле 1998 г. было равно 17,2 [22]. Сопоставление этогозначения с литературными данными, полученными по составу фитопланктона [51],взвеси рек Лена и Яна [49], донных осадков Центральной Арктики [53] и сухопут-ной растительности [52], свидетельствует о преобладании терригенной органики всоставе нерастворимых частиц, содержащихся в снежном покрове ЦентральнойАрктики.

Содержание взвеси в поверхностном слое снежного покрова губы Чупа (Бе-лое море) в середине марта 2001 г. варьировало от 0,5 до 1,6 мг/л, в среднем

113

0,72 мг/л [58], а в начале апреля 2002 г. – от 0,22 до 0,50. Результаты сканирующейэлектронной микроскопии показали, что в составе нерастворимых частиц, содер-жащихся в снежном покрове губы Чупа, преобладают минеральные частицы раз-мером 1–5 мкм [22]. Часто встречаются диатомеи. Отмечены отдельные сферысгорания.

Детальные исследования состава снега были проведены в период с 26 мартапо 8 апреля 2004 г. на льду губы Чупа, на льду озера Кривое и на открытой отдеревьев площадке на холме [56]. Содержание нерастворимых частиц в снегеварьировало от 0,33 до 2,63 мг/л, в среднем составляя 0,84 мг/л (n = 16 проб).Такие концентрации нерастворимых частиц характерны для фоновых районовАрктики.

Данные по содержанию нерастворимых частиц в снежном покрове на дрейфу-ющих льдах Арктики были использованы нами для оценки потока эолового матери-ала, поступающего из атмосферы на поверхность Северного Ледовитого океана на-равне с данными по аэрозолям [20, 22, 55, 57]. Среднее значение вертикальногопотока аэрозолей в Арктике составляет по нашей оценке около 600 мг⋅м–2⋅год–1 [57],что значительно выше, чем считалось ранее (140 мг⋅м–2⋅год–1 [30]). Эта цифра, бе-зусловно, требует дальнейшего уточнения.

Вклад аэрозолей в формирование природной среды Арктики значительнее иразнообразнее, чем это представлялось ранее. Прежде всего, это касается общегоколичества аэрозольного материала и его распределения по сезонам года. Общеепоступление аэрозолей (нерастворимая часть) в Северный Ледовитый океан (пло-щадь 9,54 млн км2) по нашим оценкам равно 5,7 млн т/год [57]. Это много ниже,чем поставка речного осадочного материала в Арктику (около 245 млн т/год) [33,41]. Однако следует иметь в виду, что главная часть речных взвесей осаждается вмаргинальных фильтрах на границе река–море [12, 13]. За пределы фильтра про-никает только около 7 %, а области континентального склона достигает около 5 %,т.е. за пределы фильтра в Арктике проникает только 12 млн т взвеси рек. Вкладэолового материала в формирование геохимического и минерального облика вод-ной взвеси, криозоля морских льдов и донных осадков Арктики одного порядка свкладом взвешенного материала рек и материала морских льдов [32] (рис. 3). Оченьбольшое значение имеет также поступление из атмосферы органического веще-ства [48]. Для многих элементов (Pb, Sb, Se, V, Zn и др.) в Центральной Арктикеаэрозольный источник – главный [20, 22, 25, 50].

Рис. 3. Соотношение величины эоловой поставки осадочного материала в ЦентральнуюАрктику [57] с величинами речного стока осадочного вещества за пределами маргинальныхфильтров [22] и ледового переноса из моря Лаптевых [32]

114

ВЫВОДЫ

1. Осаждение аэрозолей в арктических морях и в Центральной Арктике идетглавным образом не на водную поверхность, как в других зонах, а на поверхностьльдов. В зоне паковых льдов типична круглогодичная аккумуляция эолового мате-риала на льдах на протяжении 3–15 лет. Разгрузка аэрозолей паковых льдов идетв местах таяния льдов – в северной части Гренландского моря, именно здесьвыявляется наибольшее их поступление в донные осадки.

2. Фоновое содержание нерастворимых частиц размером >0,45 мкм в снегеАрктики, по нашим данным, находится в пределах 0,2–3 мг/л, что значительновыше, чем концентрация взвеси в морской воде.

3. Осадочный материал в свежевыпавшем снеге представлен в основном ми-неральными и биогенными частицами пелитовой и алевритовой размерности. Вблизикромки ледового поля в составе осадочного материала преобладают морские диато-меи, переносимые ветром из районов прикромочного цветения микроводорослей.

4. В большинстве проб в небольшом количестве обнаружены сажа, гладкиесферы сгорания диаметром 0,5–5 мкм, поступающие в атмосферу с выбросамиметаллургических, горнодобывающих комбинатов, тепловых электростанций, ТЭЦ.

5. Балансные подсчеты, полученные на основе наших определений, показы-вают, что вклад аэрозолей в формирование осадочного материала в Арктике бли-зок к вкладу речного осадочного вещества – за пределами маргинальных фильт-ров рек. Для многих элементов (Pb, Sb, Se, V и др.) аэрозольный источник –главный. В целом для Северного Ледовитого океана (пелагиаль) вклад аэрозолей восадкообразование составляет примерно 10 %.

6. Систематические исследования литологии и геохимии снежного покровакрайне необходимы наряду с всесторонним изучением эолового материала из ат-мосферы, т.к. снежный покров является естественным коллектором как раство-ренного, так и взвешенного эолового материала.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы признательны экипажам НИС «Поларштерн», НЭС «Академик Фе-доров», ГС «Сергей Кравков» и участникам экспедиций на российских дрейфую-щих станциях и на припайном льду Белого моря за помощь в экспедициях. Мыблагодарны У.Бок (U. Bock), Е.О.Золотых, В.А.Карлову, Г.Куну (G.Kuhn), Х.Ло-ренцен (C.Lorenzen), Е.И.Поляковой, А.А.Урбан за участие в лабораторных ис-следованиях.

Работа выполнялась при финансовой поддержке Отделения наук о Земле Рос-сийской Академии наук (проект «Наночастицы во внешних и внутренних сферах Зем-ли»), гранта поддержки ведущих научных школ № НШ-2236.2006.5, Российско-Гер-манской Лаборатории им. О.Ю.Шмидта.

Авторы благодарят профессоров Й.Тиде (J.Thiede) и Д.Фюттерера (D.Fütterer),Е.-М.Нютик (E.-M.Nöthig), В.Б.Коробова, А.Ю.Богунова за поддержку нашихисследований и В.В.Украинцеву за ценные советы.


1. Болтенко Е.Л., Евсеев А.В., Корзун А.В., Сухова Т.Г. Химический состав снежного покровакак показатель загрязнения на Кольском полуострове // Вестник Московского университе-та. Сер. 5. География. 1991. № 5. С. 60–64.

2. Бояркина А.П., Байковский В.В., Васильев Н.В., Глухов Г.Г., Медведев М.А., Писарева Л.Ф.,Резчиков В.И., Шелудько С.И. Аэрозоли в природных планшетах Сибири. Томск: Изд-воТГУ, 1993. 157 с.

115

3. Василенко В.Н., Назаров И.М., Фридман Ш.Д. Мониторинг загрязнения снежного покро-ва. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. 181 с.

4. Гецен М.В. Водоросли в экосистемах Крайнего Севера. Л.: Наука, 1985. 165 с.

5. Добровольский В.В. География почв с основами почвоведения. М.: ВЛАДОС, 1999. 384 с.

6. Евсеев А.В., Красовская Т.М. Эколого-географические особенности природной среды рай-онов крайнего Севера России. Смоленск: Изд-во СГУ, 1996. 232 с.

7. Игамбердиев В.М., Терешенков О.М., Кутыев Х.А., Попова Е.Н. Оценка современного со-стояния природной среды: Норильский промышленный район // Народное хозяйство Рес-публики Коми. 1994. № 1. С. 54–61.

8. Казарина Г.Х., Серова В.В. Диатомеи в эоловой взвеси над Атлантическим океаном //Современный и ископаемый микропланктон Мирового океана. М.С.Бараш (отв. ред.). М.:Наука, 1995. С. 100–107.

9. Кособокова К.Н., Пантюлин А.Н., Рахор А., Ратькова Т.Н., Шевченко В.П., Агатова А.И.,Лапина Н.М., Белов А.А. Комплексные океанографические исследования в Белом море вапреле 2003 г. // Океанология. 2004. Т. 44. № 2. С. 313–320.

10. Лисицын А.П. Процессы океанской седиментации. Литология и геохимия. М.: Наука,1978. 392 с.

11. Лисицын А.П. Ледовая седиментация в Мировом океане. М.: Наука, 1994. 448 с.

12. Лисицын А.П. Маргинальный фильтр океанов // Океанология. 1994. Т. 34. № 5. С. 735–747.

13. Лисицын А.П. Потоки осадочного вещества, природные фильтры и осадочные системы«живого океана» // Геология и геофизика. 2004. Т. 45. № 1. С. 15–48.

14. Переверзев В.Н. Лесные почвы Кольского полуострова. М.: Наука, 2004. 232 с.

15. Рапута В.Ф., Коковкин В.В. Методы интерпретации данных мониторинга загрязненияснежного покрова // Химия в интересах устойчивого развития. 2002. Т. 10. № 5. С. 669–682.

16. Саввичев А.С., Русанов И.И., Мицкевич И.Н., Байрамов И.Т., Леин А.Ю., Лисицын А.П.Особенности биогеохимических процессов круговорота углерода в водной толще, донныхосадках, ледовом и снежном покрове Баренцева моря // Опыт системных океанологическихисследований в Арктике. Лисицын А.П., Виноградов М.Е., Романкевич Е.А. (ред.). М.:Научный мир, 2001. С. 394–408.

17. Тарханов С.Н., Прожерина Н.А., Коновалов В.Н. Лесные экосистемы бассейна СевернойДвины в условиях атмосферного загрязнения: диагностика состояния. Екатеринбург: Изд-во УрО РАН, 2004. 333 с.

18. Турскова Т.А. Планета Земля. Полярные широты: Арктика. Антарктика. М.: Вече, 2002. 432 с.

19. Чурсин В. Количественное распределение и состав нерастворимых частиц в свежевыпав-шем снеге Москвы и Кенозерского национального парка // XI Всероссийские юношескиечтения имени В.И. Вернадского. Москва, 2004. Сборник исследовательских работ. М.: На-родное образование, 2004. С. 145–149.

20. Шевченко В.П. Влияние аэрозолей на среду и морское осадкообразование в Арктике. М.:Наука, 2006 (в печати).

21. Шевченко В.П., Богунов А.Ю., Гоголицын В.А., Коробов В.Б., Лебедев А.А., Лещев А.В.,Толстиков А.В., Филиппов А.С., Яковлев А.Е. Геохимия снега, льда и воды в устьевой областир. Северная Двина в конце зимнего периода // XVI Международная школа по морскойгеологии. Москва, 14–18 ноября 2005 г. Тезисы докладов. М.: ГЕОС, 2005. Т. 2. С. 261–262.

22. Шевченко В.П., Лисицын А.П., Виноградова А.А., Васильев Л.Ю., Иванов Г.И., КлювиткинА.А., Кривс М., Новигатский А.Н., Нютик Е.-М., Политова Н.В., Селезнев П.В., Серова В.В.,Смирнов В.В., Соколов В.Т., Хаас Х., Штайн Р. Новый взгляд на влияние эолового переносана современное морское осадконакопление и окружающую среду в Арктике – результатыисследования аэрозолей и снежного покрова // Новые идеи в океанологии. Виноградов М.Е.,Лаппо С.С. (ред.). Т. 2. М.: Наука, 2004. С. 168–214.

23. Шевченко В.П., Лисицын А.П., Полякова Е.И., Детлеф Д., Серова В.В., Штайн Р. Рас-пределение и состав осадочного материала в снежном покрове дрейфующих льдов Арктики(пролив Фрама) // Доклады Академии наук. 2002. Т. 383. № 3. С. 385–389.

116

24. Юдахин Ф.Н., Лобанова О.А., Тарханов С.Н. Аэротехногенное загрязнение окружающейсреды Архангельской агломерации и прилегающих к ней территорий // Геоэкология. 2001.№ 4. С. 369–375.

25. Akeredolu F.A., Barrie L.A., Olson M.P., Oikawa K.K., Pacyna J.M., Keeler G.J. The flux ofanthropogenic trace metals into the Arctic from the mid-latitudes in 1979/80 // AtmosphericEnvironment. 1994. V. 28. P. 1557–1572.

26. Andreev A.A., Nikolaev V.I., Bol’shiyanov D.Yu., Petrov V.N. Pollen and isotope investigations ofan ice core from Vavilov Ice Cap, October Revolution Island, Severnaya Zemlya Archipelago,Russia // Geographie Physique et Quaternaire. 1997. V. 51. No. 3. P. 379–389.

27. Burckle L.H., Kellogg D.E., Kellogg T.B., Fastook J.L. A mechanism for emplacement andconcentration of diatoms in glacigenic deposits // Boreas. 1997. V. 26. P. 55–60.

28. Caritat P. de, Дyrдs M., Niskavaara H., Chekushin V., Bogatyrev I., Reimann C. Snow compositionin eight catchments in the Central Barents Euro-Arctic region // Atmospheric Environment. 1998.V. 32. № 14/15. P. 2609–2626.

29. Darby D.A., Burckle L.H., Clark D.L. Airborne dust on the Arctic pack ice: its composition andfallout rate // Earth Planet. Sci. Lett. 1974. V. 24. P. 166–172.

30. Darby D.A., Naidu A.S., Mowatt T.C., Jones G. Sediment composition and sedimentary processesin the Arctic Ocean // The Arctic Seas – Climatology, Oceanography, Geology and Biology.Y.Herman (Ed.). New York, 1989. P. 657–720.

31. Dibb J.E. Overview of field data on the deposition of aerosol-associated species to the surfacesnow of polar glaciers, particularly recent work in Greenland // Chemical Exchange Between theAtmosphere and Polar Snow. E.W. Wolff and R.C. Bales (eds.). Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 1996. P. 249–274.

32. Eicken H., Reimnitz E., Alexandrov V., Martin T., Kassens H., Viehoff T. Sea-ice processes inthe Laptev Sea and their importance for sediment export // Continental Shelf Research. 1997.V. 17. P. 205–233.

33. Gordeev V.V., Martin J.M., Sidorov I.S., Sidorova M.V. A reassessment of the Eurasian riverinput of water, sediment, major elements, and nutrients to the Arctic Ocean // American Journal ofScience. 1996. V. 296. P. 664–691.

34. Hjelmroos M. Long-range transport of biological particles of desert origin: a short review // TheImpact of Desert Dust Across the Mediterranean / Eds. S. Guerzoni, R. Chester. Norwell: KluwerAcademic Publishers, 1996. P. 247–252.

35. Ishizaka Y., Hobbs P.V., Radke L.F. Arctic hazes in summer over Greenland and the NorthAmerican Arctic. II. Nature and concentrations of accumulation-mode and giant particles // J.Atmosph. Chem. 1989. V. 9. P. 149–159.

36. Johansen S., Hafsen U. Airborne pollen and spore registrations at Ny-Alesund, Svalbard, summer1986 // Polar Research. 1988. V. 6. P. 11–17.

37. Kellogg D.E., Kellogg T.B. Diatoms in South Pole ice: Implications for eolian contamination ofSirius Group deposits // Geology. 1996. V. 24. P. 115–118.

38. Kienel U. Late Weichselian to Holocene diatom succession in a sediment core from Lama Lake,Siberia and presumed ecological implications // Land-Ocean Systems in the Siberian Arctic: Dynamicsand History. H.Kassens, H.A.Bauch, I.A.Dmitrenko, H.Eicken, H.-W.Hubberten, M.Melles, J.Thiede,L.A.Timokhov (eds.). Berlin: Springer-Verlag, 1999. P. 377–406.

39. Linskens H.F., Bargagli R., Cresti M., Focardi S. Entrapment of long-distance transportedpollen grains by various moss species in coastal Victoria Land, Antarctica // Polar Biology. 1993.V. 13. P. 81–87.

40. Lisitzin A.P. Sea-ice and Iceberg Sedimentation in the Ocean: Recent and Past. Berlin, Heidelberg:Springer-Verlag, 2002. 563 p.

41. Macdonald R.W., Solomon S.M., Cranston R.E., Welch H.E., Yunker M.V., Gobeil C. A sedimentand organic carbon budget for the Canadian Beaufort Shelf // Marine Geology. 1998. V. 144.P. 255–273.

42. Matthiessen J. Distribution of palynomorphs in surface sediments from the Ob and Yeniseiestuaries (Kara Sea, Arctic Ocean) // Berichte zur Polarforschung. 1999. No. 300. P. 222–235.

117

43. Mullen R.E., Darby D.A., Clark D.L. Significance of atmospheric dust and ice rafting for ArcticOcean sediment // Geol. Soc. America Bull. 1972. V. 83. P. 205–212.

44. Naidina O.D., Bauch H.A. Distribution of pollen and spores in surface sediments of the LaptevSea // Land-Ocean Systems in the Siberian Arctic: Dynamics and History / H.Kassens, H.A.Bauch,I.A.Dmitrenko, H.Eicken, H.-W.Hubberten, M.Melles, J.Thiede, L.A.Timokhov (eds.). Berlin:Springer-Verlag. 1999. P. 577–585.

45. Nürnberg D., Wollenburg I., Dethleff D., Eicken H., Kassens H., Letzig T., Reimnitz E., Thiede J.

Sediments in Arctic sea ice – entrainment, transport and release // Marine Geology. 1994. V. 119.P. 185–214.

46. Pfirman S., Lange M.A., Wollenburg I., Schlosser P. Sea ice characteristics and the role ofsediment inclusions in deep-sea deposition: Arctic and Antarctic comparisons // Geological Historyof the Polar Oceans: Arctic versus Antarctic. Kluwer Academic Publishers, 1990. P. 187–211.

47. Pfirman S., Wollenburg I., Thiede J., Lange M. Lithogenic sediment on Arctic pack ice: Potentialaeolian flux and contribution to deep sea sediments // Paleoclimatology and Paleometeorology: Modernand Past Patterns of Global Atmospheric Transport. Kluwer Academic Publishers, 1989. P. 463–493.

48. Rachold V., Eicken H., Gordeev V.V., Grigoriev M.N., Hubberten H.-W., Lisitzin A.P., Shevchenko V.P.,Schirmeister L. Modern terrigenous organic carbon input to the Arctic Ocean // The OrganicCarbon Cycle in the Arctic Ocean. Stein R., Macdonald R.W. (Eds.). Berlin-Heidelberg: Springer,2003. P. 33–56.

49. Rachold V., Hubberten H.-W. Carbon isotope composition of particulate organic material in EastSiberian rivers // Land-Ocean Systems in the Siberian Arctic: Dynamics and History. Kassens H.,Bauch H.A., Dmitrenko I.A. et al. (Eds.). Berlin-Heidelberg-New York: Springer, 1999. P. 223–238.

50. Rahn K.A. Atmospheric, riverine and oceanic sources of seven trace constituents to the Arcticocean // Atmospheric Environment. 1981. V. 15. No. 8. P. 1507–1516.

51. Redfield A.C., Ketchum B.H., Richards F.A. The influence of organisms on the composition ofsea water // The Sea. Hill M.N., Ed. New York: Wiley, 1963. P. 26–77.

52. Scheffler F., Schachtschnabel P. Lehrbuch der Bodenkunde. Enke Verlag, Stuttgart, 1984. 442 p.

53. Schubert C.J., Calvert S.E. Nitrogen and carbon isotopic composition of marine and terrestrialorganic matter in Arctic Ocean sediments: implications for nutrient utilization and organic mattercomposition // Deep-Sea Research I. 2001. V. 48. P. 789–810.

54. Sheridan P.J., Musselman I.H. Characterization of aircraft-collected particles present in the Arcticaerosol; Alaskan Arctic, spring 1983 // Atmospheric Environment. 1985. V. 19. P. 2159–2166.

55. Shevchenko V. The influence of aerosols on the oceanic sedimentation and environmentalconditiocccccns in the Arctic // Berichte zur Polar- und Meeresforschung. 2003. № 464. 149 p.

56. Shevchenko V.P., Aliev R.A., Bizin M.A., Demina L.L., Filippov A.S., Goralchuk A.V., Gordeev V.V.,Koutsenogii K.P., Koutsenogii P.K., Mitrokhov A.V., Novigatsky A.N., Nemirovskay I.A., Smirnov V.V.,Tolstikov A.V., Travkina A.V. Multidisciplinary studies in the Chupa Bay, White Sea in March–April 2004 // Seventh Workshop on Land Ocean Interactions in the Russian Arctic, LOIRAproject. Moscow, November 15–18, 2004. Abstracts. P. 124–125.

57. Shevchenko V.P., Lisitzin A.P. Aeolian input // The Arctic Ocean Organic Carbon Cycle:Present and Past. Stein R., Macdonald R.W. (Eds.). Berlin-Heidelberg-New York: Springer, 2003.P. 53–54.

58. Shevchenko V.P., Rat’kova T.N., Bairamov I.T., Boyarinov P.V., Lorentzen C., Mitrokhov A.V.,Naumov A.D., Nothig E.-M., Savvichev A.S., Sergeeva O.M., Svertilov A.A. Multidisciplinary studiesin the Chupa Bay, White Sea in winter time // Fifth Workshop on Land-Ocean Interactions in theRussian Arctic. Moscow, November 12–15, 2002. Abstracts. P. 119–121.

59. Ukraintseva V.V., Sokolov V.T. Polen analysis of snow samples from the North Pole region //Polar Geography. 2003. V. 27. No. 3. P. 268–271.

60. Viklander M. Substances in urban snow. A comparison of the contamination of snow in differentparts of the city of Luleе, Sweden // Water, Air, and Soil Pollution. 1999. V. 114. P. 377–394.

61. Walker T.R., Crittenden P.D., Young S.D. Regional variation in the chemical composition ofwinter snow pack and terricolous lichens in relation to sources of acid emissions in the Usa riverbasin, northeast European Russia // Environmental Pollution. 2003a. V. 125. P. 401–412.

118

62. Walker T.R., Young S.D., Crittenden P.D., Zhang H. Anthropogenic metal enrichment of snowand soil in north-eastern European Russia // Environmental Pollution. 2003b. V. 121. P. 11–21.

V.P.SHEVCHENKO, A.P.LISITZIN, R.STEIN, N.V.GORIOUNOVA, A.A.KLYUVITKIN,M.D.KRAVCHISHINA, M.KRIEWS, A.N.NOVIGATSKY, V.T.SOKOLOV, A.S.FILIPPOV,

C.HAAS

DISTRIBUTION AND COMPOSITION OF PARTICULATE MATTERIN THE ARCTIC SNOW

The results of studies of particulate matter distribution and composition in the Arctic snow, carriedout by authors in 1994–2005, and literature data have been summarized. It is shown that backgroundconcentration of particles >0,45 μm in the Arctic snow varies from 0,2 to 3 mg/l, that is significantlyhigher than suspended particulate matter concentrations in the sea water in the same region. Particulatematter in the fresh snow is represented mainly by mineral grains and biogenic particles (spores, pollens,fibers and diatoms) of pelitic and aleuritic grain size. Soot particles and combustion spheres with thediameter 0,5–5 μm have been found in the most part of the samples. Calculations on the base of ourdata show that the aeolian input of particulate matter to the total sedimentary matter supply to the ArcticOcean is close to the riverine input (outside the marginal filters). In general, the aeolian input in thesedimentation in the Arctic Ocean is about 10 %.

119


УДК 551.326.7 (98)

В.В.ХАРИТОНОВ, В.А.МОРЕВ, В.Л.КУЗНЕЦОВ


О РЕЗУЛЬТАТАХ ИССЛЕДОВАНИЯ ЭВОЛЮЦИИКОНСОЛИДИРОВАННОГО СЛОЯ МОЛОДОГО ТОРОСАВ ВЫСОКОШИРОТНОЙ АРКТИЧЕСКОЙ ЭКСПЕДИЦИИНА ДРЕЙФУЮЩЕЙ СТАНЦИИ «СЕВЕРНЫЙ ПОЛЮС-33»

Основным фактором, оказывающим влияние на формирование консолидирован-ного слоя тороса, является количество градусо-дней мороза. Приведено описание эк-сперимента, целью которого было изучение эволюции консолидированного слоя моло-дого тороса, образовавшегося на многолетнем льду. Отмечено, что консолидирован-ный слой тороса растет скачкообразно. Толщина КС растет по степенному закону,пока вода, заполняющая пространство между блоками киля тороса, не замерзнет, азатем резко увеличивается на величину, равную толщине нижележащего блока льда.

Для совершенствования расчетов ледовых нагрузок на различные морскиесооружения необходимо иметь сведения о прочностных характеристиках торосис-тых образований. Наибольший интерес представляет консолидированный слой(КС) тороса, представляющий собой самую монолитную его часть. Ошибка в при-нятых для расчета значениях толщины КС может изменить расчетную нагрузку внесколько раз. Поэтому задача углубления знаний о КС, скорости нарастания еготолщины в настоящее время остается актуальной.

Основным фактором, оказывающим влияние на формирование КС, помимокоэффициента заполнения, размеров и формы блоков льда и т.д., является коли-чество градусо-дней мороза, прошедших с момента образования тороса. Понять иоценить степень влияния этих факторов – значит, получить четкое представлениео физике процесса консолидации тороса, возможность более обоснованно моде-лировать его строение и в дальнейшем учитывать толщину КС при расчете ледо-вых нагрузок и взаимодействия океана и атмосферы.

Эксперимент, о котором говорится в данной статье, был проведен, чтобыдобиться большей ясности в вопросе о формировании КС тороса, длительное вре-мя подвергающегося воздействию низких температур. По этому вопросу есть рядработ, описывающих как натурные измерения скорости нарастания КС, напри-мер [2, 6], эксперименты на модельных торосах, например [5, 7], так и математи-ческое моделирование процессов нарастания КС, например [1, 4]. На первый взгляд,исследуются одни и те же природные объекты, но опыт показывает, что существу-ют значительные разногласия в оценках эволюции КС. В апреле 2005 г. в районедрейфующей станции «Северный полюс-33» в результате сжатия ровного много-летнего льда образовался торос. В течение 138 суток с 13 апреля по 26 августа2005 г. проводились исследования эволюции КС этого отдельно выбранного мо-лодого тороса. Его особенность заключалось в том, что из-за большой толщины

Поступила 20 февраля 2007 г.

120

торосящегося льда торос оказался сложенным из крупных блоков льда преиму-щественно в форме параллелепипедов. По визуальной оценке максимальная вы-сота паруса тороса составляла около 2 м.

Через три дня после образования тороса на нем было выполнено электротер-мобурение двух скважин, и в них установлены полиэтиленовые трубы длинойпять метров с заглушенными нижними концами. В полиэтиленовые трубы былзалит антифриз. Выполнен абрис тороса, и проведено измерение геометрическихразмеров блоков, слагающих надводную часть тороса. Еще через два дня, когдатрубы вмерзли в торос, были начаты периодические (сначала через двое суток, а вдальнейшем в среднем через пять суток) измерения температуры антифриза втрубах на разных горизонтах с дискретностью 10 см с помощью измерительногоприбора и погружного зонда на размеченном кабеле. На каждом горизонте зондвыдерживался несколько минут, до тех пор, пока не установится температура.При подвижках льда 6 июля из одной скважины трубу с антифризом выдавило наповерхность льда. Во второй скважине измерения успешно выполнялись до окон-чания работ.

Распределение температуры киля тороса вдоль одной из скважин приведенона рис.1. Скважина была пробурена в месте, где между блоками образовался мо-лодой лед, таким образом, верхняя граница КС находилась на уровне моря. Ходтемпературы изменялся в зависимости от времени существования тороса и време-ни года. Сплошная черная линия показывает распределение температуры льдаспустя пять суток с момента образования тороса. Как видно, в киле в этот периодеще присутствуют блоки льда с температурой заметно ниже температуры замерза-ния воды. Сплошная серая линия показывает температуру льда спустя месяц смомента образования тороса. Температура выровнялась в пределах КС и изменя-ется линейно с глубиной. Ниже КС наблюдается гомотермия. Пунктирная линияпоказывает температуру во время летнего прогрева льда.

При бурении второй скважины был отмечен первый сплошной блок льда,выступающий над уровнем моря на высоту около 30 см, которую можно принятьза верхнюю границу КС. Для каждого измерения по распределению температуры

Рис. 1. Распределение температуры киля тороса вдоль скважины

121

было определено положение нижней границы КС, которая находилась на глуби-не, где температура льда достигала температуры воды и ниже этой глубины неизменялась. Рассчитывалось количество градусо-дней мороза с момента предыду-щего измерения и от момента образования тороса. Таким образом, были получе-ны зависимости толщины КС от количества градусо-дней мороза, прошедших смомента образования тороса. Одна из таких зависимостей приведена на рис. 2.

В первые дни существования тороса произошло быстрое нарастание КС. После10–14 суток рост толщины КС постепенно замедлился. На зависимости нараста-ния толщины КС от количества градусо-дней мороза можно выделить два почтигоризонтальных участка. В работе [2] приведен график нарастания толщины КСотдельно взятого тороса и толщины окружающего торос ровного льда в зависимо-сти от времени исследования. Сравнивая полученную зависимость с приведеннойв работе [2], можно отметить похожий характер нарастания толщины КС. В обоихслучаях толщина КС нарастает скачкообразно и зависимости носят ступенчатыйхарактер. В работе [2] также прогнозируется постепенное превышение толщиныКС над толщиной ровного льда, однако, судя по приведенным там зависимостям,предпосылки к такому развитию событий отсутствуют.

Модель такого скачкообразного роста КС рассмотрена в работе [7]. ТолщинаКС будет расти по степенному закону, пока вода, заполняющая пространство междуКС и нижележащим блоком льда, не замерзнет, а затем резко увеличится на величи-ну, равную толщине нижележащего блока льда, что и дает скачкообразный рост КС.

Медленное нарастание толщины КС в правой части графика на рис. 2 (4 см за25 суток) очень хорошо совпадает с расчетной зависимостью для толщины ровногольда по формуле Ю.П.Доронина [3]. Это подтверждает предположение о росте КСкак ровного льда в промежутках между скачкообразным его увеличением.

По результатам выполненного эксперимента могут быть сделаны следующиевыводы:

– полученные экспериментальные данные хорошо совпадают с результатамиранее проведенных работ других исследователей;

Рис. 2. Скорость нарастания толщины консолидированного слоя молодого тороса, образо-вавшегося на многолетнем льду

122

– нарастание толщины КС носит скачкообразный характер;– толщина КС за рассматриваемый период не превысила толщину окружаю-

щего торос ровного льда;– математический расчет роста КС при условии, что киль тороса рассматри-

вается как однородная среда с заданной пористостью, применительно к торосамиз многолетнего льда может дать серьезные расхождения с реальностью. В данномслучае целесообразно проводить расчет нарастания КС как ровного льда, перио-дически (согласно линейному коэффициенту заполнения киля) добавляя к тол-щине КС значение средней толщины блоков льда, составляющих киль тороса.


1. Андреев О.М., Иванов Б.В. Одномерная термодинамическая модель эволюции тороса //Метеорология и гидрология. (В печати.)

2. Гордиенко Е.В. Экспериментальное изучение процесса развития однолетних торосов иоценка влияния этого процесса на расчет сооружений шельфа / / Труды РАО. С.-Петер-бург, Россия, 16–19 сентября 2003 г. СПб., 2003. С. 444–448.

3. Доронин Ю.П. К вопросу о нарастании морского льда//Проблемы Арктики и Антаркти-ки. 1959. Вып. 1. С. 78–83.

4. Марченко А.В., Гудошников Ю.П., Зубакин Г.К., Макштас А.П. Термодинамическая консо-лидация торосов / / Тр. ААНИИ, 2004. Т. 449. С. 64–89.

5. Степанов И.В., Лихоманов В.А., Николаев П.М. Физическое моделирование эволюцииторосистого образования / / Тр. ААНИИ. 2004. Т. 449. С. 90–103.

6. Knut V. Høyland and Sveinung Løset. Experiments and preliminary simulations of the consolidationof a first-year sea ice ridge // Proc. of the 15th Int. Conf. on Port and Ocean Engineering underArctic Condition, POAC’ 99. 1999. Vol. 1. P. 49–59.

7. Surkov G.A. Thickness of the consolidated layer in first-year hummocks / / Proc. 16th Int. Conf.on Port and Ocean Engineering under Arctic Conditions, August 12-17, 2001, Ottawa, Ontario,Canada. P. 245–252.

V.V.KHARITONOV, V.A.MOREV, V.L.KUZNETSOV

ON THE RESULTS OF INVESTIGATING THE EVOLUTION OF THE YOUNGICE RIDGE CONSOLIDATED LAYER DURING THE HIGH-LATITUDINALARCTIC EXPEDITION AT THE «NORTH POLE-33» DRIFTING STATION

Main factor influencing the formation of the ice ridge consolidated layer is a sum of degree-daysof frost. The experiment aimed at studying the evolution of the consolidated layer of new ice ridge formedon multiyear ice is described. It is noted that the consolidated layer of ice ridge grows irregularly. Theconsolidated layer thickness increases according to the power law until water filling the space betweenthe ice ridge keel blocks freezes. Then it sharply increases by the value, equal to the thickness of the iceblock located below the consolidated layer.

’

123


УДК 556.004.9

С.В.ФРОЛОВ1, А.Э.КЛЕЙН1, В.Ю.ТРЕТЬЯКОВ1,2

1 – ГНЦ РФ Арктический и антарктический научно-исследовательский институт2 – Санкт-Петербургский государственный университет

РЕЗУЛЬТАТЫ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ ЦИФРОВОГОТЕЛЕВИЗИОННОГО КОМПЛЕКСА ДЛЯ ИЗМЕРЕНИЙ ТОЛЩИНЫ

ЛЬДА В АРКТИЧЕСКОМ БАССЕЙНЕ В 2004–2005 ГГ.

В статье приводится описание и результаты производственных испытаний цифровоготелевизионного комплекса, разработанного в ААНИИ для измерения толщины льда с бортасудна. Представлено описание основных функций программного обеспечения для оперативнойобработки результатов измерений. Приводится краткий анализ данных измерений, полученныхв экспедиции «Арктика-2005». Сделан вывод о перспективности использования комплекса дляполучения уникальных представительных данных о распределении толщины льда в Арктическомбассейне и замерзающих морях.

Целью внедрения цифрового телевизионного комплекса наблюдения и реги-страции (далее ТК) в практику специальных судовых ледовых наблюдений являет-ся получение достоверного, статистически значимого массива данных наблюде-ний за отдельными характеристиками ледяного покрова. На первом этапе такойхарактеристикой является толщина льда на пути плавания судна.

Основная задача, решаемая с помощью ТК, – автоматизация части трудоем-ких наблюдений, их унификация и исключение влияния субъективных факторовна объем и качество ледовых наблюдений. ТК представляет собой стандартнуюсистему видеоконтроля, адаптированную специалистами ААНИИ для специфи-ческих условий судовых ледовых наблюдений.

ТК был впервые смонтирован на борту судна и подготовлен к работе в не-стандартных условиях в 21-м рейсе НЭС «Академик Федоров». Для 23 рейса НЭС«Академик Федоров» (экспедиция «Арктика-2005») ТК был смонтирован на бортусудна с некоторыми изменениями по компоновке и размещению.

Полученные при работе телевизионного комплекса видеоматериалы (файлыформата *.jpg, *.bmp) обрабатываются с помощью прикладного программного обес-печения, разработанного специалистами ААНИИ. ПО для автоматизированнойкомпьютерной обработки изображений ледяного покрова под ледомерной рейкой(определения толщины льда по «выворотам» льдин, рис. 1) создано в интегриро-ванной среде приложений Microsoft Visual Basic 6.0 и представляет собой испол-няемый exe-файл.

Модифицированное для 23 рейса НЭС «Академик Федоров» прикладное ПОпозволило в оперативном режиме, во время рейса, выполнить обработку и занесе-ние полученных результатов в базу данных, причем структура базы позволяет со-прягать ее с базой данных специальных ледовых наблюдений. В базе предусмот-рен также оперативный контроль достоверности полученных значений, для чегокаждая запись снабжена гиперссылкой на исходный снимок, по которому измеря-лась толщина льда и белого слоя (фирн, снег) в верхней части льда.


124

Обработка материалов наблюдений за толщиной льда разбита на несколькоэтапов.

На первом из буфера программы «Тайфун» создаются архивные файлы запи-си работы телекамеры по 2-часовым промежуткам (12 файлов за сутки при отсут-ствии стоянок судна). Далее оператор просматривает архивный файл (скоростьпросмотра можно варьировать в зависимости от ледовой обстановки), выбирает изаписывает в формате jpeg снимки «выворотов», отвечающие некоторым критери-ям. Это, в первую очередь, угол отклонения льдины (не более 15–20°) от вертика-ли, возможность идентификации верхней и нижней границ льдины, четкость снимка(в летний период велика повторяемость туманов, при которых обогрев стекла бок-са камеры не эффективен – снимок получается смазанным, не резким). Затемотобранные снимки обрабатываются с помощью прикладного ПО, и результатыобработки автоматически заносятся в базу данных по толщина.

В 23 рейсе НЭС «Академик Федоров» в период с 20 июля по 20 сентября2005 г. получен значительный по объему и более достоверный по качеству рядданных наблюдений за толщиной льда с помощью ТК – 10579 снимков (для срав-нения – 2112 снимков за такой же по продолжительности период в 2004 г.).

Ввиду ограниченного объема настоящего раздела, анализ распределения тол-щины льда был реализован для трех определяющих участков маршрута плавания:

– участок № 1 – движение судна в районе проведения геофизических и гео-логических работ в период 28 июля – 14 августа; общая протяженность участка –1512 миль;

– участок № 2 – автономное плавание НЭС «Академик Федоров» в сплочен-ных льдах Арктического бассейна в период 22–29 августа; общая протяженностьучастка – 766 миль;

– участок № 3 – движение НЭС «Академик Федоров» под проводкой а/л «Арк-тика» в период 1–22 сентября; общая протяженность участка –1561 миля.

Положение выделенных участков маршрута плавания показано на рис. 2.Необходимо отметить, что специфика эксплуатации телеметрического комп-

лекса обуславливает регистрацию льда, толщина которого превышает 30 см. На-чальные и молодые льды при взаимодействии с корпусом судна не «встают на

Рис. 1. Пример снимка ледомерной рейки, пригодного для обработки

125

ребро», а чаще всего просто сдвигаются корпусом судна в сторону, что не позволя-ет уверенно измерить их толщину. Таким образом, представленные ниже распре-деления построены без учета льдов указанного возраста.

На распределении толщины льда на пути плавания отражается возрастнойсостав ледяного покрова. При движении судна на участке № 1 на пути плаваниянаибольшей повторяемостью обладали однолетние льды толщиной до 140 см (82 %),причем наибольшую повторяемость имели льды, толщина которых изменялась вдиапазоне 80–140 см (71 %). Количество старых льдов толщиной 140–300 см напути плавания судна составило около 18 % (рис. 3а), из них 4 %, толщиной 200–300 см можно идентифицировать как многолетний лед (канадский пак). Лед тол-щиной более 300 см на пути плавания на участке № 1 телеметрическим комплек-сом не зарегистрирован.

Движение судна в сплоченных льдах Арктического бассейна (участок № 2) осу-ществлялось преимущественно во льдах толщиной 120–200 см (67 %) (рис. 3б). За-фиксированная измерениями толщина однолетних льдов изменялась в пределах 40–160 см (54 %), с преобладанием льдов толщиной 100–160 см (48 %). Толщина старыхльдов изменялась в пределах 160–420 см (46 %), с преобладанием льдов толщиной160–200 см (30 %). Указанный диапазон толщин характерен для двухлетнего льда.Возраст льда, толщиной более 200 см (16 %), можно идентифицировать как трехлет-ний и старше. Такой лед был зафиксирован измерениями преимущественно в припо-люсном районе. В этом же районе были отмечены льды толщиной более 300 см,однако их количество составило незначительную величину – около 1 %.

Рис. 2. Положение выделенных участков плавания НЭС «Академик Федоров» для анализараспределения толщины льда: а – участок № 1, б – участок № 2, в – участок № 3

Рис. 3. Распределение толщины льда на пути движения НЭС «Академик Федоров» на уча-стке № 1 (а), на участке № 2 (б), на участке № 3 (в)

126

Распределение толщины льда на пути плавания каравана судов на участке№ 3 существенно отличается от соответствующих распределений на других участ-ках (рис. 3в). Протяженность пути плавания в однолетних льдах толщиной до160 см составила 27 %, из них 22 % приходится на льды диапазона 120–160 см.

Преобладающая толщина старых льдов заключалась в пределах 160–220 см(49 %). Относительно высокая повторяемость зафиксирована для льдов толщинойболее 240 см – 16 %. Преимущественно лед такой толщины был встречен карава-ном на отрезке пути плавания от Северного полюса до дрейфующей станции СП-33. Следует отметить, что при плавании на участке № 3 около 4 % измеренийзарегистрировали толщину льда, превышающую 300 см.

Основные статистические оценки распределения толщины льда на выделен-ных участках приведены в таблице 1.

Для оценки информативности получаемых при помощи телеметрическогокомплекса данных о толщинах ледяного покрова выполнено сравнение данныхТК с результатами визуальных судовых ледовых наблюдений. Для этого было раз-работано специальное программное обеспечение, с помощью которого данныеизмерений ТК соотносились с данными визуальных наблюдений в каждой зафик-сированной однородной ледовой зоне.

Результаты сравнения, выполненные по участку № 2, позволили сделать сле-дующие выводы.

1. ТК не позволяет регистрировать толщину начальных и молодых форм льда.Данный эффект связан с тем, что при движении судна эти льды практически нестановятся на «ребро», а отодвигаются корпусом судна в сторону. На участке № 2повторяемость льда толщиной до 20 см по данным визуальных наблюдений соста-вила 9 %.

2. Существенно расхождение значений толщин в диапазоне 40–120 см (од-нолетний тонкий и средний лед). По данным ТК доля льдов толщиной 60–80 смсоставляет 1 %, по визуальным – 6 %, при толщине 80–100 и 100–120 см поданным ТК – 4 и 11 %, по визуальным – 11 % и 20 %, соответственно. При такихтолщинах наблюдателю сложно объективно исключить из оценки общей толщи-ны льда толщину фирна или снега, достигающую 20–40 см. В результате, с учетомпогрешности визуальных наблюдений ± 10 см, происходит значительное завыше-ние доли однолетних тонких и средних льдов в общем распределении.

3. В диапазоне толщин 120–220 см, наоборот, визуальные наблюдения посравнению с ТК дают меньшую повторяемость толщины льда указанного диапа-зона. По визуальным наблюдениям к диапазону 140–160 см относится 9 % тол-щин льда, по ТК – 20 %, в диапазонах 160–180 см и 180–200 см по визуальнымнаблюдениям – 7 % и 6 %, по ТК –18 % и 12 %, соответственно. Заниженнаяоценка толщины льда визуальными наблюдениями обусловлена их большей дис-кретностью, в отличие от непрерывной регистрации ТК. Наблюдатель фиксирует

Таблица 1

Статистические оценки распределения толщины льда на пути плаванияНЭС «Академик Федоров» в 23-м рейсе (июль–сентябрь 2005 г.)

127

в основном толщину ровного льда, а при появлении больших толщин зачастуюинтерпретирует их как обломки торосов или смерзшиеся ледяные подсовы.

4. При толщине льда более 220 см визуальные наблюдения дают их большуюповторяемость, чем данные ТК. В этом случае толщина «выворотов» льдин сопо-ставима с размером ледомерной рейки или превышает ее, что не позволяет на-блюдателю адекватно оценить толщину льда.

Эксплуатация ТК в 23-м рейсе НЭС «Академик Федоров» продемонстрировала,что данное техническое решение является перспективным направлением для автома-тизации процесса наблюдений за некоторыми характеристиками ледяного покрова ипараметров работы судна. Работа комплекса достаточно автономна, и, при соблюде-нии определенных требований, он может работать длительное время практически безобслуживания квалифицированного специалиста. Таким образом, появляется воз-можность его установки на различных судах и ледоколах для длительной автономнойэксплуатации с минимумом затрат на его обслуживание и контроль.

В целом система показала хорошую работоспособность, устойчивость к вли-янию техногенных (отключение электропитания, вибрация, удары) и климатичес-ких факторов (жидкие и твердые осадки, обледенение, низкие температуры).

В период высокоширотных рейсов НЭС «Академик Федоров» в Арктическомбассейне в 2004 г. и 2005 г. с помощью ТК были получены уникальные представи-тельные данные о закономерностях распределения отдельных характеристик ле-дяного покрова в арктических морях и Арктическом бассейне.

S.V.FROLOV, A.E.KLEIN, V.YU.TRETIAKOV

RESULTS OF USING A DIGITAL TV COMPLEXFOR ICE THICKNESS MEASUREMENTS

IN THE ARCTIC BASIN IN 2004–2005

The article presents the testing results and a description of the digital TV complex, developed atthe Arctic and Antarctic Research Institute for measuring ice thickness from board the ship. Mainfunctions of the computer software, applied for operational processing of the measurement results areshown. A brief analysis of the measurement data obtained during the expedition «Arktika-2005» isperformed. It is concluded that the digital TV complex is perspective for obtaining unique representativedata on the ice thickness distribution in the Arctic Basin and the ice-covered seas.

Рис. 4. Распределение толщины льда на участке № 2 по данным телевизионного комплексаи визуальных судовых ледовых наблюдений

128


УДК 656.61.052:551.326

С.В.ФРОЛОВ, А.В.ЮЛИН


СПЕЦИАЛИЗИРОВАННОЕ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЕОБЕСПЕЧЕНИЕ ВЫСОКОШИРОТНЫХ РЕЙСОВ

НЭС «АКАДЕМИК ФЕДОРОВ» В 2000, 2004–2005 ГГ.

В работе описывается система специализированного гидрометеорологического обеспече-ния (СГМО), организованного Арктическим и антарктическим НИИ специально для высокоши-ротных рейсов НЭС «Академик Федоров» в Арктическом бассейне в последние годы. Представ-лены организация и структура системы, виды информационной продукции, оценка ее качества.Показано, что СГМО морских операций в Арктическом бассейне и замерзающих морях должноносить системный характер, реализацию которого осуществляет единый информационныйцентр – ААНИИ.

ВВЕДЕНИЕ

Опыт снабжения дрейфующих станций «Северный полюс» показал, что наи-более эффективным и экономичным способом их обеспечения является доставкаличного состава и необходимых грузов с помощью ледоколов и судов активноголедового плавания. За один рейс ледокол может обеспечить коллектив станциивсем необходимым для работы на дрейфующем льду в течение 1–3 лет. С помо-щью ледоколов были организованы и снабжены дрейфующие станции СП-10, 18,22, 24, 29–31, 33, 34, эвакуирован личный состав, приборы и материалы наблюде-ний станций СП-1, 27–31, 33. В этих морских операциях принимали участие какдизельные («Владивосток», «Ленинград», «Адмирал Макаров»), так и атомные («Ле-нин», «Сибирь», «Россия», «Арктика») ледоколы, а также транспортные суда-снаб-женцы класса УЛА («Амгуэма», «Капитан Кондратьев», «Витус Беринг», «Влади-мир Арсеньев», НЭС «Академик Федоров»).

Многолетний опыт реализации морских операций по обеспечению дрейфу-ющих станций, а также научных и круизных рейсов ледоколов в приполюсныйрегион Арктического бассейна позволил сформулировать определенные требова-ния к специализированному гидрометеорологическому обеспечению (СГМО) пла-вания в высоких широтах Арктики, от эффективности которого во многом зави-сит конечный результат этих операций.

Важным звеном системы СГМО нестандартных (высокоширотных) морскихопераций является научно-оперативная группа (отряд) на борту судна. В составгруппы входят научные работники высокой квалификации с большим опытомработы в системе научного гидрометеорологического обеспечения.

ЦЕЛИ И ЗАДАЧИ СГМО

СГМО морских операций во льдах является одним из основных условий бе-зопасного и эффективного выполнения работ.


129

Целью СГМО высокоширотных рейсов НЭС «Академик Федоров» являлосьсвоевременное и полное информирование капитана судна и руководства экспеди-ции о фактической и прогностической гидрометеорологической и ледовой обста-новке в районе плавания для принятия научно обоснованных решений при прове-дении морской операции по организации, эвакуации персонала и оборудованиядрейфующих станций СП-33, 34 и проведении научных исследований и геофизи-ческих работ.

Указанной цели соответствовали стоящие перед СГМО задачи.По обеспечению морской операции и геофизических работ:– оперативный сбор, обработка, анализ и хранение фактической информа-

ции (гидрометеорологической и ледовой);– разработка метеорологических и ледовых прогнозов, навигационных реко-

мендаций;– обеспечение безопасности проведения научных исследований и геофизи-

ческих работ на льду;– сравнительный анализ достоверности разработанной прогностической гидро-

метеорологической и ледовой продукции с реально наблюдающимися условиями.По выбору ледяного поля для организации дрейфующих станций СП-33, 34:– определение перспективного района для организации дрейфующих станций;– мониторинг ледяного покрова в предполагаемом районе организации станций;– выбор потенциальных объектов (ледяных полей) для организации станций.

СОСТАВ РАБОТ

Одним из основных принципов организации СГМО рейсов стал его комп-лексный характер. Это нашло выражение в оптимальном сочетании методов ак-тивного наблюдения за ледяным покровов (использование информации искусст-венных спутников Земли (ИСЗ), данных авиаразведки, судовых наблюдений) и

Рис. 1. Организация СГМО высокоширотных рейсов НЭС «Академик Федоров»

130

использования различных аналитических методов, позволивших моделироватьметеорологические и ледовые процессы. Кроме принципа комплексности как ос-новного, были использованы принципы дублирования (организация дублирова-ния наиболее важной информации) и использования дополнительных источни-ков информации в виде данных зарубежных ледовых центров (рис. 1).

Основными мероприятиями по организации СГМО являлись:– организация отряда СГМО на борту судна, выполняющего функции по

основному СГМО, с привлечением в группу сотрудников научно-технической служ-бы НЭС «Академик Федоров»;

– организация в ААНИИ научно-оперативной группы, которая осуществля-ла прием и сбор всей необходимой исходной информации, ее обработку и анализ,составление ледовых карт и разработку метеорологических прогнозов, а такжепередачу информации на борт судна;

– предварительная адаптация численных моделей ледовых прогнозов для рай-она работ;

– предварительная адаптация эмпирической модели движения судна типаНЭС «Академик Федоров» во льдах;

– организация на судне круглосуточных специальных наблюдений за ледовойобстановкой в районе работ и на пути движения судна для изучения ледопроходимостисудна, верификации спутниковой информации, оценки прогнозов и других задач;

– получение из ААНИИ и разработка непосредственно на судне метеороло-гических и ледовых прогнозов по району работ;

– организация дополнительных каналов получения информации ИСЗ (Ев-ропейское Космическое Агентство (ESA), RADARSAT, Датский Технический Уни-верситет (DTU));

– организация каналов связи.Все работы по СГМО высокоширотных рейсов выполнялись в два этапа.

Предварительный этап (январь–июнь):– заказ, получение и анализ спутниковой информации, выбор потенциаль-

ных ледяных полей для организации СП;– модельные расчеты, долгосрочные и среднесрочные прогнозы дрейфа льда;– климатическая оценка ледовых условий плавания в районах плавания и

проведения работ;– оценка трудности ледового плавания и разработка предварительного сце-

нария морской операции.

Этап проведения экспедиции (июль–сентябрь):– разработка основного сценария и непосредственное гидрометеорологичес-

кое обеспечение плавания;– авиаработы с борта НЭС «Академик Федоров» (тактическая ледовая раз-

ведка, поиск льдин для организации дрейфующих станций, обеспечение геофизи-ческих и гидрологических работ);

– окончательный выбор льдин для организации дрейфующих станций.МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКАЯ ИНФОРМАЦИЯ

Метеорологические наблюдения, выполняемые на борту судна, включали всебя автоматическое определение основных метеорологических параметров штат-ной судовой метеостанцией «MILOS» и визуальное определения ряда параметров,которые не определялись станцией. Автоматически, с дискретностью в 1 минуту,станцией определялись и записывались на жесткий диск следующие параметры:

– направление и скорость ветра;– температура воздуха с наветренного и подветренного бортов;– атмосферное давление;

131

– влажность;– точка росы.Наблюдения за горизонтальной видимостью проводились попутно со специ-

альными ледовыми наблюдениями. Высота нижней границы облачности опреде-лялась инструментально с дискретностью 30 с при помощи лазерного измерителяВНГО СТ-12К фирмы Vaisala (Финляндия).

При планировании полетов вертолета на СП-33 фактическая погода со стан-ции запрашивалась и поступала в текстовом виде вне зависимости от срока на-блюдения. Кроме того, на борту судна для определения характера и положенияоблачности и тумана использовались спутниковые снимки, получаемые на авто-матический приемный комплекс (АПК) «ЛИАНА» в оперативном режиме.

ЛЕДОВАЯ ИНФОРМАЦИЯ

Источниками информации о состоянии ледяного покрова в районе работ напредварительном этапе служили:

– снимки ИСЗ ENVISAT разрешением 1 км, РЛ-диапазон;– снимки ИСЗ Terra (MODIS) разрешением 250–500 м, ТВ-диапазон;– снимки ИСЗ NOAA в формате HRPT (High Resolution Picture Transmission)

разрешением 700×1100 м, ТВ-диапазон;– карты распределения общей сплоченности ледяного покрова в Арктике по

данным ИСЗ AQUA AMSR-Е (алгоритмы обработки: Institute of EnvironmentalPhysics University of Bremen и совместный Danish Technical Institute, Danish CentreRemote Sensing и ААНИИ);

Снимки ИСЗ ENVISAT, Terra (MODIS) и NOAA в основном использовалисьдля определения перспективного района и выбора потенциальных объектов (ле-дяных полей) для организации СП-33, 34, а также построения сводных комплек-сных ледовых карт.

Карты распределения общей сплоченности ледяного покрова в Арктике, по-строенные по данным пассивного микроволнового зондирования ИСЗ AQUAAMSR-Е, принимались по Интернету с сайтов Institute of Environmental PhysicsUniversity of Bremen (IEP) и Danish Technical Institute, Danish Centre Remote Sensing(DTU). Данная информация использовалась для общего мониторинга состоянияледяного покрова в Арктическом бассейне, разработки предварительного сцена-рия морской операции.

Источниками информации о состоянии ледяного покрова в районах работ наэтапе проведения экспедиций служили:

– снимки ИСЗ различных диапазонов и разрешения;– сводные комплексные ледовые карты из ААНИИ;– карты распределения общей сплоченности ледяного покрова в Арктике по

данным ИСЗ AQUA AMSR-Е (совместный алгоритм обработки Danish TechnicalInstitute, Danish Centre Remote Sensing и ААНИИ);

– специальные судовые ледовые наблюдения;– ледовая авиационная разведка (Ми-8);– информация о дрейфе автоматических дрейфующих буев.

Спутниковая ледовая информацияВ период проведения высокоширотных рейсов в качестве основного источ-

ника ледовой информации использовалась следующая спутниковая информация:– снимки ИСЗ RADARSAT разрешением 50–100 м, РЛ-диапазон;– снимки ИСЗ ENVISAT разрешением 75–300 м, РЛ-диапазон;– снимки ИСЗ Terra (MODIS) разрешением 250 м, ТВ-диапазон;– снимки ИСЗ серии «NOAA» в формате HRPT (High Resolution Picture

Transmission) разрешением 700×1100 м, ТВ-диапазон.

132

Снимки ИСЗ RADARSAT заказывались специально для поиска ледяных по-лей, пригодных для организации СП-33, 34. Для той же цели из ААНИИ на бортНЭС «Академик Федоров» доставлялись изображения земной поверхности с ИСЗTerra (MODIS). Кроме этого, снимки ИСЗ Terra (MODIS) пересылались из ААНИИдля оценки планирования работ на геофизическом полигоне.

Рис. 2. Снимок ИСЗ NOAA (а) и детализированная карта ледовой обстановки по даннымИСЗ NOAA (б) на 17 августа 2005 г.

133

Снимки ИСЗ ENVISAT заказывались руководством экспедиции для опреде-ления районов поиска льдины. Научно-оперативной группой ААНИИ на борт суд-на передавались мозаики изображений ледяного покрова с ИСЗ ENVISAT для оценкиего общего распределения в Арктическом бассейне и морях Сибирского шельфа.

Для оценки общего развития ледовых процессов в районе плавания и выбораоптимального варианта движения на борт судна по предварительному заказу отруководства экспедиции поступали сводные комплексные ледовые карты, подго-товленные в Центре «Север» ААНИИ по данным ИСЗ.

Карты распределения общей сплоченности ледяного покрова в Арктике поданным ИСЗ AQUA AMSR-Е регулярно поступали из ААНИИ на борт судна впериод всего плавания во льдах.

Снимки ИСЗ серии «NOAA» в формате HRPT (High Resolution Picture Transmission),принимаемые на борту НЭС «Академик Федоров» с помощью АПК «СКАНЭКС»,являлись наиболее оперативным источником спутниковой ледовой информации. Вовремя высокоширотных рейсов на АПК «СКАНЭКС» принимались 1–3 снимка ИСЗв сутки (рис. 2а). Данный вид информации служил основой для построения детализи-рованных карт ледовой обстановки по Карскому морю, морю Лаптевых, Восточно-Сибирскому и Чукотскому морям, Арктическому бассейну (рис. 2б).

Специальные судовые ледовые наблюдения и авиационная ледовая разведкаЦель производства специальных ледовых наблюдений на борту НЭС «Акаде-

мик Федоров» – получение новых натурных данных для выявления закономернос-тей мелкомасштабной изменчивости характеристик ледяного покрова, существенновлияющих на эффективность плавания судна во льдах, и распределения эксплуата-ционных характеристик движения судна в различных ледовых образованиях. На-блюдения производились согласно «Инструкции для наблюдений за льдами с суд-на» (1975 г.). Необходимо отметить, что данные этих наблюдений служили необхо-димым реперным материалом для составления навигационных рекомендаций приоценке трудности плавания на различных вариантах маршрута движения судна.

Авиационная ледовая разведка осуществлялась с борта вертолета Ми-8 МТВ.Выполнялись тактические ледовые разведки для определения оптимального мар-шрута плавания, мест швартовки к ледяным образованиям для выполнения грузо-вых работ, поиска ледяного поля для организации дрейфующих станций.

Информация о дрейфе льдовИсточниками данных о дрейфе льдов в районах работ служила информация

автоматических дрейфующих буев, установленных в Арктическом бассейне в рам-ках международной программы IAOB и спутников ИСЗ ENVISAT. Данные о дрейфепоступали в виде телеграммы (с указанием номера буя, его координат на опреде-ленный момент времени и метеорологических данных) и в виде карты направле-ния и скорости результирующего дрейфа льда за 5 суток.

ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОГНОЗЫ

Метеорологические прогнозыНа предварительном этапе, в феврале, в Отделе долгосрочных метеорологи-

ческих прогнозов (ОДМП) ААНИИ составлялся фоновый долгосрочный прогнозпогоды на период проведения экспедиции. В прогнозе представлены описаниесреднемесячных режимов погоды, характеристика воздушных потоков, отклоне-ния от нормы температуры воздуха и атмосферного давления. Данный прогнозиспользовался для прогностических оценок перераспределения ледяного покровав период проведения рейса, составления предварительного сценария.

В июне в ААНИИ разрабатывался долгосрочный фоновый метеорологичес-кий прогноз с детализацией перестроек крупномасштабных процессов по одно-

134

родным циркуляционным периодам (ОЦП). Данный прогноз являлся уточнениемфевральского прогноза, представляя сведения о погоде непосредственно в периодпроведения рейса. Это оказалось весьма полезным и необходимым для планиро-вания отдельных этапов морской операции и в ходе ее реализации.

В период проведения рейсов ежедневно из ААНИИ в адрес НЭС «АкадемикФедоров» передавалась текущая и прогностическая метеорологическая информа-ция. Пакет информации состоял из двух частей – картированной и текстовой.

Для построения комплекта прогностических карт приземного давления, охва-тывающих акваторию Северного Ледовитого океана и примыкающих регионов изААНИИ ежедневно поступал файл в двоичном виде, содержащий в кодовой фор-ме FM-92 IX (код ГРИБ) информацию в узлах регулярной широтно-долготнойсетки. Пространственное разрешение сетки 2,5×2,5°. Картированная информациявключала: текущий анализ и 3 прогностические карты приземного давления, вы-сотные карты – совмещенная с приземной барикой температура воздуха на по-верхности 850 мб и давление воздуха на высоте 500 мб. Сроки заблаговременностипрогностических полей: 24, 48 и 72 часа. Для построения карт на борту суднаиспользовалось специальное программное обеспечение – «Автоматизированноерабочее место синоптика», разработанное в ААНИИ.

Текст прогноза погоды по пути движения судна передавался ежедневно. Каж-дый прогноз содержал: время и дату начала действия; время и дату окончаниядействия; краткий обзор синоптической обстановки на трое суток; текст прогноза.В тексте указывались значения направления и скорости ветра, явления погоды,значения видимости и явления, ухудшающие ее, температура воздуха. Кроме это-го, при плавании судна в море Лаптевых и Восточно-Сибирском море на бортупринимались прогнозы (на 24 часа и последующие двое суток) и штормовые пре-дупреждения от Якутского территориального управления по гидрометеорологии имониторингу окружающей среды.

На основании поступающей фактической и прогностической гидрометин-формации на судне адаптировались и уточнялись прогнозы погоды применитель-но к местоположению судна и выполняемым мероприятиям.

Метеорологическое обеспечение полетов вертолетаМетеобеспечение полетов вертолетов с борта судна осуществлялось в соот-

ветствии с инструкцией по метеорологическому обеспечению полетов с борта НИС«Академик Федоров» и состояло в предоставлении экипажу данных о фактическойпогоде и прогноза погоды по району, прилегающему к судну, и по трассе полета.Регулярные метеорологические сводки погоды составлялись каждые 30 минут втечение всего времени полетов. Прогнозы погоды составлялись на срок до 6 ча-сов, уточнялись каждые три часа и с заблаговременностью 1 час предоставлялисьруководителю полетов и командиру вертолета.

Прогнозы волненияВ период плавания по чистой воде ежедневно из ААНИИ на борт судна

поступали прогнозы высоты волны по району плавания 33 % обеспеченности.Пакет информации состоял из прогностических карт на двое суток, с детализаци-ей по 12 часам (на 00 и 12 часов каждых суток). Данная информация докладыва-лась руководству экспедиции и судоводителям и учитывалась при плавании в Кар-ском и Баренцевом морях.

ЛЕДОВЫЕ ПРОГНОЗЫ И НАВИГАЦИОННЫЕ РЕКОМЕНДАЦИИ

Ледовые прогнозыНа предварительном этапе экспедиции в ААНИИ составлялись следующие

виды ледово-информационной продукции:

135

– долгосрочный ледовый прогноз по морям Сибирского шельфа (март);– уточнение долгосрочного ледового прогноза по морям Сибирского шельфа

(июнь);– климатическая оценка распределения характеристик ледяного покрова и

условий плавания в районе проведения экспедиции (апрель);– прогноз развития ледовых условий в районе геофизического полигона.Мартовский долгосрочный прогноз и его июньское уточнение предоставля-

ли сведения об ожидаемых ледовых условиях в российских арктических морях впервой половине навигации (июле–августе), с учетом начавшихся в Арктике лет-них гидрометеорологических процессов, определялись основные лимитирующиеучастки при плавании судна по трассе СМП.

Для климатической оценки распределения характеристик ледяного покровабыл использован массив данных по распределению общей сплоченности морско-го льда северной полярной области Земли на основе Bootstrap-алгоритма по дан-ным пассивного микроволнового зондирования, полученный от НациональногоЦентра Данных США по Снегу и Льду (НЦДСЛ), основанный на информацииSSMR ИСЗ NIMBUS-7 и информации SSM/I ИСЗ серии DMSP.

Для климатической оценки ледовых условий плавания в районе проведенияработ использована База данных ледовых условий плавания в Арктическом бас-сейне, сформированная в ААНИИ. Данные наблюдений, включенные в Базу, по-лучены во время проведения высокоширотных плаваний российских ледоколов исудов сотрудниками ААНИИ в период 1977–2004 гг. по единой методике, тради-ционно применяемой в ААНИИ. Результаты анализа этой информации служилиосновой при оценке трудности ледового плавания в районе работ экспедиции.

В период плавания судна во льдах ежедневно разрабатывались численныепрогнозы дрейфа льда, сплочений и разрежений в ледяном покрове. Для произ-водства диагностических и прогностических расчетов дрейфа льда, ледовых сжа-тий и разрежений использовалась оперативная гидродинамическая модель совме-стной динамики воды и льда, разработанная в ААНИИ. Расчетная область моделиохватывает всю акваторию Северного Ледовитого океана, включая прибрежныеморя Российской Арктики.

Исходной информацией для расчета по модели служат последовательностиполей приземного атмосферного давления и информация о распределении при-пая и сплоченности дрейфующего льда на акватории расчетной области. В резуль-тате вычислений моделируется временная изменчивость полей таких гидрометео-рологических характеристик, как: сплоченность льда, скорость и направление дрей-фа льда, сила сжатий, дивергенция скорости дрейфа льда (разрежение льда), коле-бания уровня моря, скорость и направление средних по вертикали течений. Ре-зультаты расчетов могут быть представлены как в виде картосхем, так и в цифро-вой форме, как по всей акватории СЛО, так и по отдельным его районам.

Кроме указанных выше прогнозов дрейфа и перераспределения льда в ААНИИсоставлялся и пересылался на борт судна прогноз модальной ориентации наруше-ний сплошности ледяного покрова (НСЛ) и зон с преобладанием деформацийрастяжения и сжатия льда по квадратам сетки 200×200 км на 3 суток, в основукоторого положен метод аналогов. Данный вид прогностической информацииучитывался при определении оптимального варианта плавания и в целом соответ-ствовал наблюдаемым условиям.

Навигационные рекомендацииНа этапе подготовки высокоширотных рейсов (апрель–июнь) разрабатывал-

ся предварительный сценарий. Сценарий основывался на анализе развития фак-тических метеорологических и ледовых процессов, долгосрочных прогнозов и ре-жимных данных. При определении предварительного варианта маршрута плава-

136

ния учитывались: вероятность формирования благоприятных ледовых условий наотдельных участках трассы СМП; границы припайного района северо-восточнойчасти Карского моря и прогноз сроков его взлома, степень развития и устойчи-вость заприпайных полыней. Сценарий содержал рекомендации о последователь-ности работы на геофизических полигонах, в соответствии с общими процессамитаяния и разрушения ледяного покрова, характерными для данного региона, не-обходимость ледокольной проводки на различных участках маршрута плавания,расчеты затрат времени на движение различными вариантами плавания.

Плавание каравана в район проведения геофизических работ и в район эва-куации/организации дрейфующих станций в основном осуществлялось по реко-мендациям, разрабатываемым отрядом СГМО экспедиции (рис. 3). Рекомендациисоставлялись с учетом спутниковой информации о состоянии ледяного покрована предстоящем пути плавания, метеорологических и ледовых прогнозов, с уче-том данных тактических авиационных ледовых разведок. В течение рейса перио-дически рассчитывались затраты времени на плавание по отдельным участкаммаршрута, необходимого для планирования проведения работ.

Движение вариантом, разработанным отрядом СГМО в 2005 г., позволилотранспортному судну – НЭС «Академик Федоров» – впервые в истории морепла-вания без ледокольного обеспечения достичь Северного полюса.

Необходимо отметить, что судоводители как НЭС «Академик Федоров», таки а/л «Россия» (2000 г.), «Арктика» (2004, 2005 гг.) старались строго придержи-ваться рекомендаций в период плавания судов во льдах.

КАЧЕСТВО И ЭФФЕКТИВНОСТЬ ПРОГНОСТИЧЕСКОЙ ИНФОРМАЦИИ

Оправдываемость метеорологических прогнозовИз всего пакета метеорологической продукции оценена оправдываемость

прогнозов погоды по пути следования судна для трех параметров: направление

Рис. 3. Схема вариантов движения НЭС «Академик Федоров» к СП-33

137

ветра, скорость ветра, температура воздуха. Оценка проводилась в соответствии срекомендациями отдела долгосрочных метеорологических прогнозов ААНИИ.Общая оправдываемость всех прогнозов заблаговременностью 1–3 суток состави-ла 79 %, оправдываемость прогнозов направления ветра – 81 %, скорости ветра –74 %, температуры воздуха – 72%. Оправдываемость прогнозов заблаговременно-стью 1 сутки составила 84 %, 2 суток – 76 %, 3 суток – 66 %.

Оправдываемость ледовых прогнозовНегативное влияние на качество расчетов оказывает большая (24 часа) диск-

ретность при задании полей атмосферного давления. В результате происходит, содной стороны, сглаживание колебаний, а с другой стороны, весьма вероятнымоказывается наличие сдвига фаз в пределах ±12 часов. При этом ситуации, в кото-рых естественный синоптический период укладывается в 24 часа, корректно вос-произвести невозможно. В свою очередь гидрометеорологические процессы,развивающиеся на протяжении двух и более суток, воспроизводятся при числен-ных расчетах достаточно корректно.

Произвести оценку расчетов за весь период составления прогнозов не пред-ставляется возможным в связи с отсутствием данных наблюдений. Однако в неко-торых случаях при выполнении тех или иных работ судно ложилось в дрейф надостаточно длительные периоды времени (около и более суток), позволяющиеполучить оценки дрейфа льда для сравнения их с результатами расчетов. Приработе на геологических полигонах в районе хребта Менделеева в 2005 г. дрейфльда удавалось отследить также по положению регистраторов, устанавливавшихсяна льду. Средняя ошибка диагностических расчетов скорости дрейфа при этомсоставила –0,56 мили/сутки, а ошибка по направлению –5°. Четкой зависимостикачества прогнозов от заблаговременности не отмечается.

РАБОТА НАУЧНО-ОПЕРАТИВНОЙ ГРУППЫ В ААНИИ ПО ОБЕСПЕЧЕНИЮВЫСОКОШИРОТНЫХ РЕЙСОВ НЭС «АКАДЕМИК ФЕДОРОВ»

В АРКТИЧЕСКОМ БАССЕЙНЕ

Кроме научно-оперативной группы, находящейся на борту НЭС «АкадемикФедоров», приказом директора на период работ экспедиции в ААНИИ создаваласьнаучно-оперативная группа (НОГ) для обеспечения фактической и прогностичес-кой ледовой и гидрометеорологической информацией высокоширотного плавания.

Во время подготовительного периода НОГ ААНИИ были решены следую-щие вопросы:

– согласовано взаимодействие с отделом метеорологической информацииЦЛГМИ и достигнута договоренность о форме представления данных, необходи-мых для подготовки ледовой информации для численных прогнозов и прогнозов(методом барических аналогов) положения зон преобладания сжатий и разреже-ний льда и преобладающей ориентации нарушений сплошности льда;

– определена форма электронного представления прогноза для передачи наНЭС «Академик Федоров»;

– установлена периодичность и составлен график разработки прогнозов.В период проведения высокоширотных рейсов НОГ ААНИИ выполняла сле-

дующие виды работ:– составление комплексных карт распределения льда в морях Баренцевом,

Карском, Лаптевых, Восточно-Сибирском и Чукотском с границей преобладаниямноголетних льдов;

– заказ, получение и обработка снимков ИСЗ RADARSAT-1 по району пред-полагаемой высадки дрейфующих станций;

– получение в оперативном режиме радиолокационных изображений ИСЗENVISAT по маршруту движения и району работ НЭС «Академик Федоров»;

138

– построение карт распределения общей сплоченности морского льда на ос-нове данных пассивного микроволнового зондирования AMSR ИСЗ AQUA;

– анализ дрейфа (направления и скорости) льдов в Арктическом бассейне поинформации о дрейфе автоматических буев;

– составление краткосрочных метеорологических прогнозов;– составление метеорологических прогнозов с заблаговременностью 3–10

суток и с заблаговременностью 10–15 суток по ОЦП. Прогнозы развития и круп-номасштабных перестроек атмосферных процессов представлялись в виде полейприземного атмосферного давления, геопотенциала H500, и сборнокинематичес-ких карт траекторий основных барических образований;

– составление прогнозов положения зон преобладания сжатий и разреженийльда и преобладающей ориентации нарушений сплошности льда (методом бари-ческих аналогов);

– составление прогнозов ветрового волнения;– составление прогнозов траектории дрейфа станций СП;– организация связи и передача информации на борт судна.

РЕЗУЛЬТАТЫ РАБОТ

Опыт высокоширотных рейсов убедительно доказал возможность и эффектив-ность проведения геофизических работ, эвакуации закончившей свой срок и орга-низации новой дрейфующей станции «Северный полюс» с судна в летний период.Важную роль в успешном выполнении всех поставленных перед экспедицией задачсыграла система специализированного гидрометеорологического обеспечения.

Основным результатом работы отряда СГМО по программам «Арктика-2000»,21-й рейс НЭС «Академик Федоров» и «Арктика-2005» является полное, своевре-менное и качественное обеспечение плавания судна в высоких широтах, сложногокомплекса мероприятий по проведению работ на геофизических полигонах, орга-низации дрейфующих станций СП-33, 34, эвакуации СП-33, а также выполнен-ных научных исследований, включающих в себя летные, геологические, гидроло-гические и ледовые работы.

Результатами проведенного СГМО можно считать следующие положения:1. На предварительном этапе высокоширотных рейсов разработаны долгосроч-

ные метеорологические и ледовые прогнозы; разработаны предварительные сцена-рии рейсов, определены районы поиска ледяных полей для организации СП-33, 34.

2. Организована научно-оперативная группа в ААНИИ на базе Центра ледо-вой и гидрометеорологической информации (ЦЛГМИ) и отряд СГМО на бортусудна. Такая организация является наиболее эффективной для обеспечения не-стандартных морских операций. Разработана структура информационного обес-печения, определен его состав и периодичность.

3. В период рейсов организован прием поступающей информации из ААНИИ,прием и дешифровка снимков ИСЗ, построение ледовых карт, составление ледовыхпрогнозов. Проведен комплекс специальных судовых ледовых наблюдений за состо-янием ледяного покрова на пути движения судна, необходимых для изучения ледо-проходимости судна, верификации спутниковых снимков, разработки прогнозов.

4. В районе геофизического полигона удалось обеспечить безопасные местадля швартовки судна и грузовых работ на льду, а также посадки вертолетов вовремя выполнения геортраверсов.

5. По пути движения к СП-33 НЭС «Академик Федоров» – транспортноесудно – впервые в истории мореплавания достигло Северного полюса без ледо-кольного сопровождения. Самостоятельное плавание НЭС «Академик Федоров» ввысоких широтах до Северного полюса стало возможным во многом благодаряспециализированному гидрометеорологическому обеспечению, проводимому груп-

139

пой СГМО на борту судна и оперативной, своевременно поступающей информа-ции из ААНИИ.

6. В заданные сроки эвакуирован персонал и оборудование СП-33.7. Найдены ледяные поля, отвечающее необходимым требованиям безопас-

ности и «работоспособности» для организации дрейфующих станций СП-33, 34.8. Общая оправдываемость прогнозов погоды составила 79 %.9. Отсутствие срывов и значительных задержек при выполнении работ сви-

детельствуют о хорошем и эффективном качестве СГМО.10. Опыт реализации морских операций в Арктическом бассейне в послед-

ние годы показывает, что использование спутниковой ледовой информации длядиагностики ледяного покрова является необходимым, но недостаточным услови-ем. Надежные данные могут предоставить только комплексные наблюдения, вклю-чающие как современные средства дистанционного зондирования, так и авиаци-онную визуальную и инструментальную разведку, специальные судовые наблюде-ния, а также контактные методы измерений.

12. Наиболее перспективным направлением развития технологий СГМО яв-ляется использование автоматизированных рабочих мест (АРМ) по основным ви-дам деятельности СГМО и судового АРМ «Конечного пользователя», на которомпредставляется возможность совмещения электронной навигационной и гидро-метеорологической информации. Разработка и производственные испытания ука-занных АРМ в настоящее время осуществляются в ААНИИ.

11. Опыт информационного обеспечения экспедиции еще раз убедительнопоказал, что для эффективного движения судов в Арктическом бассейне необхо-дима система СГМО, включающая: режимные знания ледовых условий плаванияи процессов, их формирующих; методы долгосрочных и краткосрочных метео-рологических и ледовых прогнозов; алгоритмы составления навигационных реко-мендаций для современного ледокольного и транспортного флота; использованиесовременных дистанционных средств зондирования ледяного покрова, позволяю-щих осуществлять его мониторинг; специальные судовые ледовые наблюдения иконтактные методы измерений; визуальную авиационную ледовую разведку, яв-ляющуюся важным инструментом для оперативного получения информации оледовой обстановке на предварительно выбранном варианте плавания.

S.V.FROLOV, A.V.YULIN

SPECIAL HYDROMETEOROLOGICAL PROVIDING FOR HIGH LATITUDEVOYAGES OF RV «AKADEMIK FEDOROV» IN 2000, 2004–2005 YEARS

The system of special hydrometeorological support (SHMS), organized in the Arctic and AntarcticResearch Institute (AARI) for high-latitudinal recent expeditions in the Arctic Basin onboard RV «AkademikFedorov», is presented. Organization and structure of the system, types of information and estimated itsquality are analyzed in present work. It showed that special hydrometeorological support of the navigationin the Arctic Basin and ice-covered seas should by systems. The Arctic and Antarctic Research Instituteis the integrated informational center, meetings the requirements to compile this support.

140


УДК 551.326.02:621.396.969

В.И.БЕССОНОВ, С.В.ФРОЛОВ


ТЕХНОЛОГИИ ПОИСКА ЛЕДЯНЫХ ПОЛЕЙ ДЛЯ ОРГАНИЗАЦИИДРЕЙФУЮЩИХ СТАНЦИЙ В 2004–2005 ГГ.

В работе обобщается опыт поиска ледяных полей для организации дрейфующих станцийСП-33 и СП-34 в 2004–2005 гг. с использованием спутниковой информации. Сформулированатехнологическая схема поиска и мониторинга ледяных полей, представлено ее описание. Вслед-ствие трудности однозначной оценки характеристик выбранных объектов в период максималь-ной разрушенности ледяного покрова в высоких широтах (август–сентябрь) сделан вывод онеобходимости проведения серии подспутниковых экспериментов, производственной базой ко-торых могут служить дрейфующие станции СП, для совершенствования методов интерпре-тации (дешифровки) спутниковой информации.

ВВЕДЕНИЕ

Современное развитие техники дистанционного зондирования позволяетшироко использовать для изучения природной среды, в том числе ледяного по-крова морей, большой комплекс разнообразных приборов. Из этого комплексанаиболее важным и достаточно широко используемым средством дистанционногозондирования являются радиолокационные станции бокового обзора (РЛС БО),установленные на борту искусственных спутников Земли (ИСЗ) и позволяющиеопределять характеристики ледяного покрова независимо от освещенности поверх-ности Земли и практически при любых метеорологических условиях.

Достоинства спутниковых радиолокационных наблюдений за ледяным покро-вом позволяют решать при организации дрейфующих станций в Арктическом бас-сейне ряд наиболее важных вопросов. К таким вопросам относятся: выбор доста-точного по размерам, близкого к округлой форме, как признак наиболее устойчиво-го к разломам в будущем, и наиболее толстого ледяного поля для безопасного пре-бывания на нем людей в строго определенном районе Северного Ледовитого океа-на. В сентябре–октябре 1988 г. при организации последней в истории советскихисследований в Арктике дрейфующей станции СП-31, впервые были успешно ис-пользованы данные радиолокационных наблюдений с советского ИСЗ «Океан».Ледяное поле, на котором была открыта эта станция, имело размеры в поперечникеболее 5 км, толщину льда более 6 м и находилось к северо-востоку от о. Врангеля.

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СПУТНИКОВЫХ ДАННЫХ В ПОИСКЕ ЛЕДЯНЫХ ПОЛЕЙДЛЯ ОРГАНИЗАЦИИ ДРЕЙФУЮЩЕЙ СТАНЦИИ СП-33 В 2004 Г.

В начале 2004 г. после решения вопроса об организации очередной дрейфу-ющей станции СП-33 встала необходимость поиска подходящего для нее ледяно-го поля. Район поиска ледяных полей, потенциально возможных для организациидрейфующей станции, был определен расчетным методом таким образом, чтобывыполнялись следующие условия:


141

– станция будет организована в первую декаду сентября 2004 г.;– дрейф станции должен продолжаться около 2 лет;– в апреле 2005 г. станция должна находится в приполюсном районе;– станция не должна попасть в антициклональный дрейф льдов;– в августе 2006 г. станция должна находиться на подходе к проливу Фрама.По результатам расчетов, проведенных в ААНИИ и основанных на учете

климатических данных по дрейфу льда, составлены следующие рекомендации:– высадку станции целесообразно произвести в районе, расположенном вблизи

точки с координатами 83° с.ш., 151° в.д.;– для поиска льдины на предварительном этапе необходим мониторинг ле-

дяного покрова в районе, ограниченном 77° и 82° с.ш., 155° и 180° в.д.Расчеты были основаны на учете результирующих скоростей дрейфа льда за

годовые, полугодовые и трехмесячные периоды. Скорости дрейфа льда полученыпо данным отечественных и зарубежных дрейфующих станций, а также автомати-ческих буев, включая данные дрейфа буев за последние годы (1998–2002 гг.).

В ААНИИ было принято решение использовать положительный предыду-щий опыт использования спутниковых радиолокационных наблюдений. В насто-ящее время Россия не имеет на орбите Земли спутника с РЛС БО на борту, кото-рый мог бы помочь в решении поставленной задачи. Подобные ИСЗ имеет Кана-да, которая использует спутник RADARSAT-1 только в коммерческих целях, иЕвропейское Космическое Агентство (ESA), использующее космический аппаратENVISAT для проведения научных исследований.

В настоящее время в Интернете на сайте Danish Technical Institute, DanishCentre Remote Sensing помещаются оперативные, практически в реальном време-ни, изображения с ИСЗ ENVISAT, покрывающие значительные площади Аркти-ческого бассейна с разрешением 1 км. На подготовительном этапе экспедиции поэтим данным в ААНИИ строились монтажи радиолокационных изображений,проводился их анализ. Анализ этих данных показал, что в районе поиска наблю-далось преобладание однолетних льдов, которые после летнего таяния будут иметьтолщину, не превышающую 1–1,5 м, что являлось крайне нежелательным обсто-ятельством для безопасной работы станции в будущем. Несмотря на это, в одно-летних льдах удалось выявить 6 достаточных по размерам ледяных полей, которыепо округлым краям и сильной яркости изображения опознавались как поля старо-го льда с толщиной не менее 2,5–3,0 м и могли стать ледяной платформой дляорганизации на одном из них дрейфующей станции.

Начиная с 12 мая по выбранному району из норвежского Центра по окружа-ющей среде и дистанционному зондированию имени Нансена в ААНИИ сталипоступать первые изображения с ИСЗ ENVISAT с разрешением от 75 до 300 м.Всего в ААНИИ поступило тринадцать таких изображений. До середины июнянаблюдался вполне достаточный контраст между однолетними и старыми льдами,который позволял уверенно опознавать зоны льда с различными возрастными ха-рактеристиками и характерные ледовые объекты, по перемещениям которых опре-делялись скорость и направление дрейфа льда. С конца июня – начала июля,вследствие интенсивного таяния и образования на поверхности морского льдабольшого числа озерков, участков или целых полей затопленного льда, различиемежду однолетними и старыми льдами полностью исчезло. Тон и характер изоб-ражения этих льдов стали совершенно одинаковыми, и различить их оказалосьневозможным.

С учетом недостаточной надежности данных с ИСЗ ENVISAT, которая моглавызвать серьезные затруднения при поиске ледяных полей непосредственно с бортасудна, в ААНИИ было принято решение заказать по району поиска полей дверадиолокационные съемки с ИСЗ RADARSAT-1. Данные с ИСЗ RADARSAT-1

142

отличались большей надежностью по привязке их на местности и могли бытьполучены непосредственно на борту судна в течение суток. Последнее обстоятель-ство было крайне важным, так как вероятность того, что в течение этого проме-жутка времени подобранные ледяные поля не смогут сдрейфовать на значитель-ные расстояния, считалась высокой. Первая радиолокационная съемка районапоиска ледяных полей с ИСЗ RADARSAT-1 была осуществлена 17 августа (рис. 1).Четыре поля из шести ранее выбранных были уверенно опознаны, определеныкоординаты их местоположения после более чем 1,5-месячного отсутствия какой-либо детальной информации по району поиска. Координаты остальных двух по-лей были получены косвенным путем. В результате анализа предыдущих радиоло-кационных съемок и съемки, проведенной 17 августа, на последнем изображениив районе поиска удалось дополнительно выбрать и определить координаты ещешести полей, одно из которых имело достаточно большие размеры (8×5 км).

Вторая радиолокационная съемка с ИСЗ RADARSAT-1 29 августа была вы-полнена со сбоями. На следующий день, вследствие невозможности передачи поканалу связи изображения полного высокого разрешения, фрагменты этой съем-ки с низким разрешением поступили на борт судна, прибывшего в предполагае-мый район поиска ледяных полей. Крайне затруднительная интерпретация этогоизображения позволила уверенно опознать лишь четыре поля из дополнительныхшести полей, определенных на изображении за 17 августа.

Анализ дрейфа опознанных полей показал, что за период с 17 по 29 августаполя сдрейфовали в восточном направлении на расстояние в 63 км. Величина этогодрейфа была сопоставима с результирующим дрейфом полей в этом районе за двапредыдущих месяца. Используя полное изображение с высоким разрешением, по-

Рис. 1. Радиолокационное изображение морских льдов ИСЗ RADARSAT-1 в районе ледо-вого поля № 2, полученное 17 августа 2004 г.

143

лученное 29 августа с ИСЗ RADARSAT-1, в ААНИИ были опознаны десять ранеевыбранных полей, координаты которых были оперативно переданы на борт судна.Сравнение этих данных с координатами полей, определенных на борту судна врезультате интерпретации обрывочных, с низким разрешением, данных радиолока-ционной съемки, показало практически полную их идентичность (табл. 1).

АВИАЦИОННАЯ ЛЕДОВАЯ РАЗВЕДКА ДЛЯ ПОИСКА ЛЕДЯНОГО ПОЛЯ СП-33

Авиационная ледовая разведка с борта вертолета по поиску выбранных ледя-ных полей началась 30 августа, с приходом судна в район работ. Ледовая разведкаосуществлялась при крайне ограниченной видимости, не превышающей 2–4 км инизкой высоте облачности в 50–100 м. Поиск начался с поля № 3 и не дал поло-жительного результата.

На борту судна было принято решение продолжить поиски, начав с самогобольшого по размерам поля № 12. Несмотря на сложные метеорологические усло-вия, во время второго полета удалось обнаружить это поле. Толщина поля оказа-лась равной 1,8 м, что явно недостаточно для безопасной жизни и работы людейна нем. Фактические координаты положения поля показали, что оно оказалосьзаметно восточнее положения, определенного на основании анализа последнегорадиолокационного изображения. Это говорило либо о возможном сильном дрей-фе льда за последние сутки, либо о неточных координатах углов радиолокацион-ной сцены, полученных в Канаде при обработке изображения (иначе точностипривязки сцены к местности), либо об этих причинах вместе. Косвенным путем

Таблица 1

Положение и размеры ледяных полей, выбранных для организациидрейфующей станции СП-33 по данным от 29 августа 2004 г.

144

можно было предположить, что и остальные выбранные поля оказались заметновосточнее предполагаемых точек положений. Данное обстоятельство могло при-вести к тому, что выбранные поля могли попасть в будущем в антициклональныйдрейф льдов, что не входило в намеченный план работы дрейфующей станции.Крайняя ограниченность экспедиции по времени и сложные метеорологическиеусловия заставили начать поиски подходящих ледяных полей в северных направ-лениях от положения судна.

3 сентября осмотрен район от 84° 40′ с.ш. до 86° 10′ с.ш. между меридианами140° 00′–155° 00′ в.д (рис. 2). В осмотренном районе было отмечено преобладаниеполей сморози двухлетнего льда с толстым (5–6 баллов). Произведено шесть поса-док и замеров толщины льда, которая составила 1,35–1,95 м. Отмечена перспектив-ность поиска льдины для СП в северо-западном секторе от точки 84° 40′ с.ш.,155° 00′ в.д. В тот же день, при выполнении ледовой разведки № 8 в точке 85° 07′ с.ш.,155° 05′ в.д. было зафиксировано обширное поле сморози обломков двухлетнегольда размером 3,5×4,2 км. Замеренные толщины льда на ровных участках составилиот 1,9 до 4,0 м. По единодушному мнению гидрологов, начальника СП-33 А.А.Вис-невского и начальника экспедиции И.Е.Фролова, эта льдина своей формой и тол-щиной являлась наиболее перспективной для организации станции СП-33, по срав-нению со всеми ранее осмотренными ледяными полями. Караван последовал квыбранной льдине, на которой и была организована СП-33.

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СПУТНИКОВЫХ ДАННЫХ В ПОИСКЕ ЛЕДЯНЫХ ПОЛЕЙДЛЯ ОРГАНИЗАЦИИ ДРЕЙФУЮЩЕЙ СТАНЦИИ СП-34 В 2005 Г.

Анализ информации ИСЗ ENVISAT в апреле–мае 2005 г. показал, что к севе-ро-востоку от Новосибирских островов, севернее 80 параллели наблюдается языкпреобладания старых льдов. На основе этой информации было принято решениепровести с высоким разрешением (100 м) рекогносцировочную радиолокационнуюсъемку района с ИСЗ RADARSAT-1, которая могла позволить определить перспек-тивные ледяные поля, пригодные для организации новой дрейфующей станции.

Первая радиолокационная съемка района поиска ледяных полей с ИСЗRADARSAT-1 была осуществлена 10 августа. Анализ этого снимка показал, что в

Рис. 2. Сводная карта ледовой обстановки в районе поиска ледяных полей по даннымледовых разведок № 4–8 от 1–3 сентября 2004 г.

145

районе радиолокационной съемки отсутствуют ледяные поля, на которых возмож-на организация дрейфующей станции. Плавание НЭС «Академик Федоров» вбли-зи указанного района в конце августа показало преобладание однолетних льдов врайоне и трудности в поиске ледяных полей достаточной толщины.

После завершения работ по закрытию дрейфующей станции СП-33 былопринято решение по определению нескольких возможных районов поиска ледя-ных полей. Анализ положения кромки старых льдов в Арктическом бассейне, фак-тического дрейфа льдов и текущей спутниковой информации, принимаемой наборту НЭС «Академик Федоров», позволил определить три района поиска ледяно-го поля для дрейфующей станции СП-34 (рис. 3). По просьбе руководства экспе-диции научно-оперативная группа в ААНИИ организовала с 6 по 13 сентябрячетыре радиолокационные съемки с ИСЗ ENVISAT и RADARSAT-1 по наиболееперспективным районам № 1 и № 2 (рис. 4).

Рис. 3. Районы поиска ледяных полей для дрейфующей станции СП-34

146

Поиск ледяного поля в районе № 1 руководством экспедиции было решеноне проводить из-за высокой вероятности вовлечения поля в антициклональныйкруговорот, удаленности района от российских баз.

На основе полученной информации на борту судна было определено 6 перс-пективных ледяных полей и вычислены направления и величины их дрейфа кмоменту подхода судна в район № 2. Вначале эти данные были получены прианализе радиолокационного снимка за 9 сентября и 13 сентября (табл. 2). Анализэтих данных показал существенное различие по величине дрейфа полей. Ледоваяразведка, проведенная в конце суток 13 сентября по поиску ранее выделенноголедяного поля, показала, что фактическая величина дрейфа примерно за тот жепромежуток времени оказалась еще больше. В результате значительного смеще-ния ледяных полей найти поля, выбранные по радиолокационным съемкам, непредставилось возможным вследствие ограниченного времени.

Рис. 4. Радиолокационное изображение с ИСЗ ENVISAT за 04:12 UTC 9 сентября 2005 г.

Таблица 2

Местоположение и размеры ледяных полей, выбранных для организациидрейфующей станции СП-34 по данным радиолокационной съемки с ИСЗ ENVISAT

на 9 сентября 2005 г. их ориентировочное положение на 13 сентября 2005 г.

147

Анализ принятого на борту снимка ИСЗ NOAA 14 сентября позволил пред-положить, что в северо-западной части района поиска № 3 могут находиться ледя-ные поля, пригодные для организации станции. Район поиска ледяного поля былограничен прямоугольником с координатами: 84° 20′ с.ш., 105° 00′ в.д. – 85° 00′ с.ш.,105° 00′ в.д. — 85° 00′ с.ш., 120° 00′ в.д. – 84° 20′ с.ш., 120° 00′ в.д., с возможнымотклонением к северу от него. Было принято решение о движении судна в этотрайон с попутным наблюдением за ледяными полями, пригодными для организа-ции дрейфующей станции.

Ледовая разведка, проведенная в указанном районе, позволила выбрать ле-дяное поле, на котором была организована станция СП-34.

ТЕХНОЛОГИЧЕСКАЯ СХЕМА ПО ВЫБОРУ ЛЕДЯНОГО ПОЛЯДЛЯ ОРГАНИЗАЦИИ ДРЕЙФУЮЩИХ СТАНЦИЙ СП

Опыт работ, проведенных в 2004 и 2005 гг., позволяет сформулировать следую-щую технологическую схему по выбору ледяного поля для дрейфующих станций СП.

На предварительном этапе (в весенний период, когда существует отчетливыйконтраст между однолетними и старыми льдами на снимках РЛ-диапазона) осу-ществляется выбор наиболее перспективных районов поиска потенциальных объек-тов для организации дрейфующей станции, производится предварительный вы-бор льдин и постоянный мониторинг дрейфа льда в выбранных районах (по дан-ным ИСЗ, дрейфующих буев). Перспективные районы определяются с учетомдолгосрочного прогноза (расчета) возможного дрейфа льда. На этом этапе исполь-зуются данные ИСЗ ENVISAT.

На этапе проведения морской операции определяются сроки выхода судна врайон поиска, определенный на предварительном этапе. На этот срок осуществляет-ся заказ снимка RADARSAT (или ENVISAT), по данным этих снимков производитсяидентификация предварительно выбранных объектов, уточняются их координаты,оценивается дрейф. Одновременно с этим осуществляется мониторинг распределе-ния льда и его дрейфа по данным ИСЗ видимого диапазона (ИСЗ NOAA, TERRA).

В момент выхода судна в район поиска и анализа спутниковой информациив точку положения ледяных объектов (с учетом фактического дрейфа) произво-дится авиационная разведка. При обнаружении льдины осуществляется посадкавертолета и измерение толщины льда (в нескольких точках льдины). Если толщи-на льда отвечает требованиям, осуществляется десантирование на льдину группыисследователей, которые производят подробную толщиномерную съемку, разме-чают место для организации лагеря, место швартовки судна и т.п.

ВЫВОДЫ

Радиолокационные снимки ИСЗ целесообразно использовать при организа-ции дрейфующих станций в высоких широтах Арктического бассейна, однако ихинтерпретация (дешифровка) требует высокой квалификации операторов. Оче-видно, что из всех средств дистанционного зондирования только спутниковыеРЛС позволяют получить наиболее полную характеристику ледовой обстановки ввыбранном районе, включая возрастной состав дрейфующих льдов. Заблаговре-менное и регулярное получение данных радиолокационных съемок позволяет осу-ществить выбор подходящих ледяных полей и производить наблюдения за их дрей-фом, вплоть до подхода судна в район работ и начала визуального поиска.

При всей информационной значимости снимков ИСЗ РЛ-диапазона следуетпризнать, что существующие методы их интерпретации (дешифровки) не позво-ляют однозначно оценить характеристики выбранных объектов, особенно в пери-од максимальной разрушенности ледяного покрова в высоких широтах (август–сентябрь). Для совершенствования методов интерпретации (дешифровки) спут-

148

никовой информации необходимо проведение серии подспутниковых экспери-ментов, производственной базой которых могут служить дрейфующие станцииСП.

Визуальный поиск полей имеет быстрый успех лишь при благоприятных ме-теорологических условиях и высокой квалификации бортнаблюдателей. Посколькупогодные условия в высоких широтах Арктического бассейна в августе – сентябрередко бывают благоприятными, необходимо планировать достаточное количествовремени (ориентировочно 7–10 суток) для поиска надежных ледяных полей.

V.I.BESSONOV, S.V.FROLOV

SOME TECHNOLOGIES OF LOOKING FOR ICE FIELDS FOR DRIFTSCIENCE STATION ORGANIZATION IN 2004–2005 YEARS

Present work is devoted to experience of reliable ice fields searching for the drifting stations«North Pole-33» (2004) and «North Pole-34» (2005), using of satellite information. Technologicalscheme of searching and monitoring the ice fields are determined. It is difficult to estimate ice covercharacteristics uniquely during the maximal ice melting stage in the high latitudes. Therefore, interpretationof the satellite information requires additional ground truth measurements. The measurements can becarried out on the drifting North Pole stations.

149


УДК 551.583.14 + 551.326.7 (268.4/5)

И.Е.ФРОЛОВ, З.М.ГУДКОВИЧ, В.П.КАРКЛИН, Е.Г.КОВАЛЕВ,В.М.СМОЛЯНИЦКИЙ


КЛИМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ЛЕДОВЫХ УСЛОВИЙВ АРКТИЧЕСКИХ МОРЯХ ЕВРАЗИЙСКОГО ШЕЛЬФА

В статье выполнен анализ изменчивости температуры воздуха в Арктике и других кли-матических зонах Северного полушария в XX – начале XXI века. Установлено, что многолетниеизменения температуры воздуха формировались линейными трендами и долговременными (кли-матическими) циклами продолжительностью около 10, 20 и 50–60 лет. Аналогичная циклич-ность выявлена в распределении атмосферного давления, она характеризуется понижениемдавления в эпохи потеплений в высоких широтах и указывает на усиление зональных переносовв атмосфере умеренных широт. Соответствующие изменения обнаружены также в ледовито-сти арктических морей, толщине, сплоченности ледяного покрова, его генеральном дрейфе,положении границ многолетних льдов, а также в характеристиках водных масс Арктическогобассейна и объеме речного стока.

Выполненный анализ внутренних и внешних причин внутривековых колебаний климатапозволяет утверждать, что основными причинами изменений климата Арктики и состоянияее морского ледяного покрова являются естественные факторы, которые могут во много разпревышать антропогенное воздействие на климат.

На основе выявленных трендов и циклических колебаний дана оценка возможных измене-ний температуры воздуха в Арктике и площади распространения ледяного покрова арктическихморей в XXI веке. Согласно этой оценке, сохранится циклический характер колебаний темпера-туры воздуха и ледяного покрова в арктических морях, а для обеспечения хозяйственной дея-тельности в этих морях сохранится потребность в использовании ледокольного флота.

Долговременные (климатические) изменения состояния ледяного покрова вСеверном Ледовитом океане (СЛО) оказывают существенное влияние на хозяй-ственную деятельность государств, прилежащих к этому региону.

В последние годы в связи с происходящим потеплением климата в ряде ра-бот отечественных и зарубежных ученых прогнозируется значительное уменьше-ние площади распространения морских льдов в Арктике вплоть до полного ихисчезновения в летний период к концу XXI в. [15, 27, 34]. Однако исследованиеизменений климатической системы в арктической области, важным элементомкоторой является ледяной покров, в XX – начале XXI вв. не дает оснований длятаких категорических выводов.

Характерной особенностью климатических колебаний температуры воздухав Арктике в XX в. является смена периодов похолоданий и потеплений. Так, похо-лодание в начале века сменилось потеплением 20–40-х гг., известным в климати-ческой литературе как «период потепления Арктики». Затем наблюдался относи-тельно холодный период с конца 50-х до конца 70-х гг., который, в свою очередь,сменился новым потеплением в конце века, когда температура достигла максиму-ма в конце 1990-х – начале 2000-х гг. [14]. Продолжительность данного циклаблизка к 60 годам (рис. 1).

Поступила 23 марта 2007 г.

150

Наличие 50–60-летнего цикла как основного климатообразующего колеба-ния в арктической зоне в XX в. подтверждается также вейвлет-спектром аномалийсреднегодовой температуры воздуха, из которых вычтен линейный тренд (рис. 2).На этом рисунке достаточно четко выражены основные черты изменчивости при-земной температуры воздуха в высокоширотной зоне: чередование холодных итеплых фаз в 50–60-летнем («полувековом цикле»).

Кроме этого цикла, вклад которого в общую дисперсию составляет 39 %, визменениях среднегодовой приповерхностной температуры воздуха в арктическойзоне выявлен линейный тренд (вклад в дисперсию 14 %) и 20-летний цикл (вкладв дисперсию 5 %) [8].

Представляет большой интерес анализ сопряженности основных компонентизменения приповерхностной температуры воздуха в Арктике и на полушарии вцелом. Характеризующие эту сопряженность коэффициенты корреляции доста-точно велики: 0,59 (1900–2003 гг.) и 0,70 (1971–2003 гг.). В таблице 1 сопоставле-

Рис. 1. Изменения аномалии среднегодовой температуры воздуха в широтной зоне 70–85° с.ш. в XX – начале XXI века и их 60-летняя составляющая

Рис. 2. Временной (а) и суммарный (б) вейвлет-спектры аномалий среднегодовой темпера-туры воздуха в зоне 70–85° с.ш в ХХ в. (пунктирная линия – область 95 % статистическойобеспеченности)

151

ны характеристики линейных трендов и 60-летних колебаний в трех широтныхзонах Северного полушария в XX в.

Из этой таблицы следует, что изменчивость температуры воздуха и ее двухосновных климатических компонент в арктической области заметно выше, чем взоне умеренных широт и на большей части Северного полушария. При этом вкладлинейного тренда в дисперсию среднегодовой температуры, осредненной по соот-ветствующей области, возрастает с уменьшение широты, а вклад полувековогоцикла, наоборот, сокращается. Возможные причины таких изменений объясня-ются особенностями внешних воздействий, связанных с диссиметрией солнечнойсистемы [8].

Увеличение изменчивости характеристик погоды и климата с широтой полу-чило название «полярного усиления». В работах [1, 11] предложены модели, объяс-няющие это явление, хотя авторы работы [30] выражают сомнение в его существо-вании.

Как показал В.В.Клименко [16], изменения климата в XX в. происходиличрезвычайно неравномерно по сезонам и по поверхности земного шара. При этомпространственная неравномерность изменений температуры воздуха была связанане только с географической широтой, но еще в большей степени – с долготойрегиона. Построенные этим автором карты разности среднегодовой и сезоннойтемпературы воздуха Северного полушария в наиболее теплое двадцатилетие (1986–2005 гг.) и наиболее холодное двадцатилетие (1911–1930 гг.) показали, что макси-мальное потепление охватило умеренные широты континентов Евразии и Север-ной Америки. Значения указанных разностей среднегодовой температуры в эпи-центрах потепления превышают 1,5 °С, а в зимний сезон достигают 5 °С, то естьзимой произошло 10-кратное усиление среднеглобального сигнала. Это намногобольше потепления в Арктическом регионе, прилежащем к Северной Атлантике.

Из данных В.В.Клименко следует, что в регионах северных частей Атланти-ческого и Тихого океанов за тот же период потепления не происходило. На кар-тах, приведенных в работе [22], большая часть Северной Атлантики находится взоне понижения (на 1 °С) среднегодовой и зимней температуры воздуха в течение1954–2003 гг. Об этом же свидетельствуют приведенные О.Г.Сорохтиным [21] дан-ные о поверхностных температурах Саргассова моря за 3000 лет, определенных поизотопным отношениям кислорода в остатках планктонных морских организмов,погребенных в донных отложениях.

Непосредственной причиной отмеченных закономерностей, несомненно,является рассмотренное ниже усиление зональных (западно-восточных) перено-сов в атмосфере умеренных широт в периоды потепления климата. При этом важ-ную роль играет не только соответствующее увеличение адвекции тепла с океановна материки, но и адвекция влаги, сопровождающаяся повышением облачности,что приводит к росту длинноволнового противоизлучения атмосферы и темпера-туры нижних слоев воздуха. Естественно, что верхние слои океанов при этом те-

Таблица 1

Характеристики изменений среднегодовой температуры воздуха в широтных зонахСеверного полушария в XX веке

152

ряют тепло. Понятно, что это явление наиболее выражено зимой, что и подтвер-ждают данные В.В.Клименко.

Для исследования климатических изменений атмосферной циркуляции ис-пользуют осреднение полей, их разложение на естественные ортогональные состав-ляющие (ЕОС), а также различные индексы: Северо-Атлантическое колебание (САК),Арктическое колебание (АК), индекс Высокоширотной зональности (ВЗ) и другие.Основными особенностями выявленных климатических изменений барических по-лей являются интенсивность и меридиональные смещения зональных переносоввоздуха в высоких и умеренных широтах. В них обнаружены высокочастотные (пе-риод до 10 лет) и низкочастотные (период около 20, 50–60 и более лет) колебания.

Наиболее энергоемкие низкочастотные колебания (50–60 лет) характеризу-ются понижением атмосферного давления в Арктике при переходе от холодных ктеплым эпохам, что сопровождается усилением западно-восточных переносов воз-духа в соседних зонах умеренных широт.

На рис. 3а представлены разности аномалий среднегодового атмосферногодавления, осредненных за 10-летние периоды потепления и похолодания в Аркти-ке (1990–2000 и 1965–1975 гг., соответственно). Эти 10-летия выбраны вблизиэкстремумов 60-летнего цикла колебаний температуры воздуха в арктической зоне.Рисунок 3б характеризует среднюю разность атмосферного давления между года-ми антициклонального (АРЦ) и циклонического (ЦРЦ) циркуляционных режи-мов [29], продолжительность которых составляет 10–20 лет. Последние колебаниязахватывают, в основном, арктическую область, тогда как 60-летние распростра-няются на более умеренные широты.

Климатические изменения полей температуры воздуха и атмосферного дав-ления сопряжены с изменчивостью состояния ледяного покрова арктических мо-рей. Для изучения долговременных изменений площади ледяного покрова СЛО врегионе от восточных берегов Гренландии до Аляски использованы регулярныеавиационные и спутниковые наблюдения, дополненные реконструкциями по дан-ным судовых наблюдений в первой четверти XX в. и расчетами по физико-стати-стической модели [17].

В соответствии с климатическими изменениями в Арктике выделяются трипериода в колебаниях ледовых условий в арктических морях. Периоды 1933–1961

Рис. 3. Разность средних аномалий атмосферного давления: между теплой (1990–2000 гг.) ихолодной (1965–1975 гг.) эпохами 60-летнего цикла (а), а также между периодами АРЦ и ЦРЦ (б)

153

и 1984–2005 гг. («теплые годы») отличаются пониженным фоном ледовитости.Период 1962–1983 гг. («холодные годы») характеризуется повышенным фономледовитости.

В долговременных изменениях ледовитости арктических морей обнаружива-ется постепенное сокращение площади ледяного покрова от начала к концу ХХ в.,которое может быть выражено линейным трендом (рис. 4). Наиболее значитель-ные линейные тренды ледовитости отмечаются в приатлантическом регионе (моряГренландское, Баренцево и Карское), где вклад таких изменений в дисперсиюмежгодовой изменчивости ледовитости составил 30 %. Вклад линейного тренда вдисперсию ледовитости морей, расположенных к востоку от Северной Земли, непревышает 8 % и не является значимым. Характерной особенностью линейноготренда ледовитости морей западного региона в летний период является замедле-ние скорости уменьшения ледовитости от первой половины ХХ в. ко второй егополовине, в течение которой величина тренда не является значимой.

На фоне линейных трендов в изменениях площади льдов отмечаются коле-бания, имеющие полициклический характер. Спектры колебаний характеризуют-ся более или менее значимыми пиками на периодах 50–60 лет, около 20, 8–12, 5 –7 и 2–3 лет [24]. В западном регионе преобладают низкие частоты (50–60 и около20 лет), в восточном – высокие частоты (от 2–3 до 8–12 лет). Климатическиеколебания формируются долговременными циклами продолжительностью 10 лети более, а также линейными трендами, которые, возможно, являются частью сверх-вековых колебаний [32].

В таблице 2 приведены данные о вкладе разных частот в общую дисперсиюмежгодовых изменений ледовитости в рассмотренных регионах. Как видно из таб-лицы 2, вклад наиболее энергоемкого 50–60-летнего («полувекового») цикла всуммарную дисперсию изменений ледовитости максимален в западном регионе в

Рис. 4. Колебания суммарной площади распространения льдов в морях Гренландском, Ба-ренцевом и Карском (а) и льдов в морях Лаптевых, Восточно-Сибирском и Чукотском (б)в августе за период 1900–2003 гг.: 1 – линейный тренд, 2 – полиномиальный тренд

Таблица 2

Вклад основных частот в дисперсию изменчивости суммарных площадей распространенияльда в августе в западных (Гренландском, Баренцевом и Карском) и восточных

(Лаптевых, Восточно-Сибирском и Чукотском) морях, %

154

летний период, где он составляет 17,5 %. Роль 20-летних колебаний в изменчиво-сти ледовитости уменьшается с запада на восток. В западном регионе вклад этогоцикла в дисперсию ледовитости составляет в среднем 13 %, в восточном регионе –всего 5 %.

Оценивая данные о роли отдельных составляющих долгопериодных измене-ний ледовитости, необходимо иметь в виду, что их роль в климатических измене-ниях существенно выше. Если при определении дисперсий исключить не имею-щие отношения к изменениям климата высокочастотные колебания, то мы полу-чим другие оценки. Так, при скользящем 5-летнем сглаживании исходного рядаавгустовской ледовитости западного региона суммарный вклад «полувековых» и20-летних циклов в долговременную изменчивость ледовитости региона возраста-ет почти до 50 %. При этом суммарный вклад этих циклов и линейного трендасоставляет свыше 88 %.

Достоверность долговременных циклов как в изменениях ледовитости арк-тических морей, так и других характеристиках климата подтверждается статисти-ческими оценками их значимости, включая результаты применения вейвлет-ана-лиза. Для примера на рис. 5 приведены результаты вейвлет-анализа измененийавгустовской ледовитости Карского моря в XX в., на котором (как и в температуревоздуха) отчетливо проявляется основной 50–60-летний цикл.

Наряду с общей площадью ледяного покрова (ледовитостью) климатическиеизменения испытывают и другие его характеристики: толщина, сплоченность,положение границ многолетних льдов, схема генерального дрейфа льдов в Аркти-ческом бассейне и прочие.

Данные наблюдений за толщиной льда в припае на российских полярныхстанциях указывают на небольшое (около 15 см) повышение толщины льда в Кар-ском море в конце зимы в период похолодания (1960–1980 гг.) и соответствующиепонижения – в предшествующий и последующий периоды потеплений. В восточ-ном регионе эта закономерность выражена слабее [24].

Среди дрейфующих льдов заметно утоньшение недеформированного ледя-ного покрова (около 20 %) в периоды потепления за счет повышения температурывоздуха, роста высоты снежного покрова, увеличения температуры и уменьшенияглубины залегания атлантических вод [5], а также разрежения льдов при усилениициклоничности [28].

Наиболее значительные изменения толщины дрейфующих льдов (до 40 %),обнаруженные с подводных лодок [33], вызываются не термодинамическими про-цессами, а сравнительно кратковременными колебаниями полей дрейфа льдов иположения границ остаточных льдов. В результате в районы, где обычно распола-гаются многолетний ледяной покров, попадают одно- и двухлетние льды, и на-оборот [7]. В течение последующих двух-трех лет обычно восстанавливается при-сущее данному району распределение толщины льда.

Рис. 5. Изменения ледовитости Карского моря в XX в. (а), временной (б) и суммарный (в)вейвлет-спектры этих изменений (пунктирная линия – область 95 % статистической обеспе-ченности)

а б в

155

В работе [9] на основе данных наблюдений за дрейфом льда в Арктическомбассейне за полугодовые периоды показано, что в эпохи потепления климата за-метно изменяется система генерального дрейфа льдов. При этом в поле скоростидрейфа усиливается циклоническая компонента, а скорость выноса льдов в Грен-ландское море уменьшается. В этой же работе выявлено, что в многолетних изме-нениях выноса льдов из Арктического бассейна, как и в изменениях ледовитостиарктических морей, присутствует полувековой цикл, причем колебания выносальдов опережают колебания ледовитости в среднем на пять лет.

Изменения схемы генерального дрейфа льда сопровождаются смещениемграницы многолетних льдов в сторону окраинных морей Евразийского шельфа вэпохи потепления климата. На этот процесс оказывают влияние как ослаблениевыноса льдов из Арктического бассейна в Гренландское море в такие эпохи, так инекоторое разрежение многолетних льдов Арктического бассейна, обусловленноепреобладанием циклонических полей атмосферного давления. За последние 40лет это смещение составило в среднем около 300 км (рис. 6). Аналогичное смеще-ние выявлено в западном секторе Российской Арктики [2].

Климатические изменения, происходившие в ХХ в., затронули и водные мас-сы СЛО. Переход от холодной эпохи к потеплению, произошедший во второй по-ловине века, сопровождался осолонением поверхностных вод на значительнойчасти Арктического бассейна, что было связано с усилением циклонической дея-тельности в этом регионе и соответствующей дивергенцией течений в слое Экмана.При этом на периферии циркуляции происходило распреснение вод. Отмечаетсясопряженность процессов в Арктическом и Северо-Европейском бассейнах [26].

Обнаружены заметные низкочастотные (период около 60 лет) изменения тем-пературы атлантических вод в СЛО [31]: температура повышается в эпохи потеп-ления и понижается в эпохи похолодания, что может сказываться на толщинедрейфующих льдов. Хорошо выражена когерентность этих колебаний с соответ-ствующими изменениями циркуляции атмосферы, средней температуры воздуха,площади ледяного покрова, объема речного стока в моря Евразийского шельфа.

Климатические изменения состояния ледяного покрова СЛО, включая цик-лические колебания, вызываются процессами в атмосфере и океане, на которыеоказывают воздействие как внешние, так и внутренние факторы.

Рис. 6. Среднее положение границы старых льдов в восточных арктических морях за пери-оды 1960–1979 гг. (1) и 1980–2000 гг. (2)

156

К наиболее важным внешним факторам относятся изменения коротковол-нового электромагнитного излучения Солнца, поступающего на поверхность Зем-ли, а также колебания солнечной активности (СА), связанные с процессами внут-ри Солнца и сопровождающиеся изменениями ультрафиолетовых, корпускуляр-ных потоков и магнитного поля Солнца.

К внутренним факторам, с одной стороны, относятся естественные процес-сы гидрометеорологической, геологической и биологической природы, а такжеавтоколебательные явления, связанные с взаимодействием в системе океан – мор-ской лед – атмосфера. С другой стороны, к внутренним факторам, возможно,следует отнести «антропогенные» воздействия, обусловленные повышением кон-центрации в атмосфере парниковых газов в связи со сжиганием углеводородноготоплива, вырубкой лесов и другими процессами.

Сторонники решающей роли антропогенных факторов в современных изме-нениях климата основывают свою концепцию на результатах расчетов по совмест-ным моделям общей циркуляции океана, атмосферы и ледяного покрова [15, 22,27, 34]. Эти модели не позволяют адекватно отразить основные закономерностиизменений площади арктических льдов, их толщины, уровня моря, распростране-ния многолетних льдов, географические особенности климатических измененийпоказателей климата и прочее. Ряд известных отечественных и зарубежных уче-ных отвергают представление о решающей роли парниковых газов в измененияхклимата [10, 20, 18, 21,23 и др.].

Несмотря на отсутствие общепризнанных механизмов, объясняющих влия-ние изменений СА на климат Земли, многочисленные факты указывают на замет-ную роль СА в формировании 10–20-летних циклов («Арктическое колебание»), авозможно, и сверхвековых циклов в изменениях атмосферной циркуляции и свя-занной с ней площади распространения льда в арктических морях [3, 12, 13].

Другим внешним по отношению к нашей планете фактором, оказывающимсущественное влияние на климат Земли, является изменение солнечной постоян-ной, характеризующей внеатмосферную интенсивность солнечной радиации придействительном расстоянии Земли от Солнца. В работе [8, 19] показано, что подвлиянием наиболее крупных планет Солнечной системы (Юпитер, Сатурн) изме-няется расстояние между центром массы системы и центром Солнца. В результатеизменяется расстояние между Землей и Солнцем, следовательно, и величина вне-атмосферной интенсивности солнечной радиации. Период этих изменений со-ставляет около 60 лет, а размах изменений радиации – свыше 30 Вт/м2. Размаханомалий поглощенного атмосферой и поверхностью Земли тепла за счет дисси-метрии солнечной системы в 60-летнем ритме составляет около 6 Вт/м2, что при-мерно вдвое больше имеющихся оценок воздействия парниковых газов при удво-ении их концентрации в XXI в. Рассмотренный механизм служит основной при-чиной наиболее энергоемкого 60-летнего цикла изменений климата, проявляю-щихся в колебаниях разных гидрометеорологических явлений.

Важным внутренним фактором, оказывающим влияние на климатические из-менения состояния ледяного покрова и других упомянутых явлений, являются ав-токолебания в системе океан – ледяной покров – атмосфера. Рассмотренный в рабо-те [6] механизм автоколебаний с периодом примерно 20 лет, действующий в Норвеж-ской энергоактивной зоне океана, является генератором соответствующих измене-ний в Арктике, а возможно, и в прилежащих к ней других обширных регионах.

Выявленные закономерности в изменениях температуры воздуха и ледовито-сти в XX в. позволили разработать фоновые прогнозы на XXI в. Согласно этимпрогнозам, ожидается продолжение заметного влияния естественных цикличес-ких изменений, в процессе которых будут отмечаться периоды как уменьшения,так и увеличения температуры воздуха и ледовитости окраинных морей СЛО.

157

Устойчивый характер проявления 60-летнего цикла может быть реальнойосновой для долговременного прогноза климатических изменений в Арктике. Дляпрогноза температуры воздуха в высокоширотной зоне 70–85° с.ш. использованасредняя за XX в. амплитуда 60-летнего цикла, равная 0,6° (рис. 5).

Как можно видеть на рисунке 7, последний период потепления, начавшийсяустойчиво с середины 1980-х гг. и продолжающийся в настоящее время, полнос-тью не завершился. Его пик в арктической зоне пришелся на середину 1990-х гг.,и, с большой степенью вероятности, теплый период завершится около 2015–2020 гг.Таким образом, в ближайшие 10–15 лет гидрометеорологические и ледовые усло-вия в Арктике будут происходить на фоне повышенной температуры воздуха спостепенным ее понижением к середине 30-х гг. XXI в.

В основу прогноза возможных изменений ледовитости арктических регио-нов в XXI в. заложены те три составляющие, которые вносят основной вклад вдолговременную изменчивость площади льдов. Это – 50–60-летний («полувеко-вой») цикл, линейный тренд во второй половине века и 20-летний цикл [25].

На рис. 8 представлен сценарий тенденций в климатических изменениях пло-щади распространения льда в западных и в восточных морях Евразийского шельфав августе в течение XXI в. при условии сохранения в XXI в. линейного тренда,характерного для второй половины XX в. Из анализа графиков на рис. 6 следует, что

Рис. 7. Изменения аномалий среднегодовой температуры воздуха в широтной зоне 70–85° с.ш. и их фоновый прогноз на период до 2060 г. Серым цветом обозначены периодыположительных аномалий температуры

Рис. 8. Прогноз климатической составляющей суммарной площади распространения льда взападных (а) и восточных (б) арктических морях Евразийского шельфа на XXI век

158

в XXI в. ожидается сохранение колебательного (а не однонаправленного) фона из-менений площади льдов в арктических морях. В период 20–40-е гг. XXI в. ожидает-ся увеличение площади льдов с максимум около 2030 г. в восточных морях и около2035 г. в западных морях. Второй максимум приходится приблизительно на 2090–2095 гг. Размах колебаний в западном регионе достигает 0,5⋅106 км2. В восточномрегионе будут по-прежнему преобладать межгодовые колебания.

Сторонники антропогенного влияния на климатические колебания приписыва-ют исключительно парниковому эффекту происходящее последние 25–30 лет потеп-ление, хотя очевидно, что оно является в основном очередной фазой в ходе 60-летне-го цикла колебания температуры. Следовательно, для валидации климатических мо-делей их авторы используют данные, характеризующие, в основном, естественныеизменения за короткий период, величина которых в несколько раз превышает влия-ние парниковых газов. В результате этого полученные с помощью моделей прогнозыуказывают на значительное уменьшение площади льда к середине и к концу XXI в.[27, 34]. Так, согласно [34] в летний период 2081–2090 гг. в Арктическом бассейнеостанется небольшое пятно льда сплоченностью 1–5 баллов. Такие прогнозы дезори-ентируют субъектов хозяйственной деятельности в Арктике.

В соответствии с представленным выше прогнозом, в XXI в. необходимостьледокольного обеспечения судоходства и работ на шельфе в Арктике сохранится,учитывая, что даже в «теплые» эпохи в отдельные годы возникают препятствиядля сквозного безледокольного плавания по Северному морскому пути [4].


1. Алексеев Г.В., Священников П.Н. Естественная изменчивость характеристик климата се-верной полярной области и Северного полушария. Л.: Гидрометеоиздат, 1991. 160 с.

2. Асмус В.В., Кровотынцев В.А., Милехин О.Е., Тренина И.С. Исследование многолетнейдинамики морского льда в Арктике по спутниковым радиолокационным данным // Вопро-сы обработки и интерпретации данных дистанционного зондирования Земли. Труды НИЦ«Планета». СПб.: Гидрометеоиздат, 2005. № 1 (46). C. 155–172.

3. Башкирцев В.С., Машнич Г.П. Переменность Солнца и климат Земли // Солнечно-земнаяфизика. Вып. 6 (2004). С. 135–137.

4. Бузуев А.Я. Анализ многолетних данных о продолжительности безледокольного плаваниядля характеристики климатических изменений в условиях плавания по Северному морско-му пути в летний период // Доклады научно-практического совещания «Гидрометеорологи-ческое обеспечение хозяйственной деятельности в Арктике и замерзающих морях». Санкт-Петербург 27–29 марта 2002 г. СПб.: ААНИИ, 2002. C. 258–267.

5. Визе В.Ю. Результаты метеорологических наблюдений // Труды дрейфующей экспедицииГлавсевморпути на ледокольном пароходе «Г.Седов» 1937–1940 гг. 1951. Т. 2. С. 7–393.

6. Гудкович З.М., Ковалев Е.Г. О некоторых механизмах циклических изменений климата вАрктике и Антарктике // Океанология. 2002. Т. 42. № 6. С. 1–7.

7. Гудкович З.М., Ковалев Е.Г. Колебания ледовитости российских арктических морей вХХ в. и оценка ее возможных изменений в ХХI в. // Доклады научно-практического сове-щания «Гидрометеорологическое обеспечение хозяйственной деятельности в Арктике и за-мерзающих морях. Санкт-Петербург 27–29 марта 2002 г. СПб.: ААНИИ, 2002. C. 36–45.

8. Гудкович З.М., Карклин В.П., Фролов И.Е. Внутривековые изменения климата, площадиледяного покрова Евразийских арктических морей и их возможные причины // Метеороло-гия и гидрология. 2005. № 6. С. 5–14.

9. Гудкович З.М., Гузенко Р.Б., Карклин В.П., Клячкин С.В. О климатической изменчивостигенерального дрейфа льда в Арктическом бассейне // Материалы гляциологических иссле-дований, 2007. Т. 102 (в печати).

159

10. Добровольский С.Г. Климатические изменения в системе «гидросфера–атмосфера». М.:ГЕОС, 2002. 232 с.

11. Захаров В.Ф. Морские льды в климатической системе. СПб.: Гидрометеоиздат, 1996. 213 с.

12. Карклин В.П. Изменения поля атмосферного давления в высоких и умеренных широтахсеверного полушария в 11-летних циклах солнечной активности // Проблемы Арктики иАнтарктики. 1978. Вып. 54. С. 62–68.

13. Карклин В.П., Ковалев Е.Г. Влияние солнечной активности на формирование крупныханомалий ледовитости арктических морей // Тр. ААНИИ. 1994. Т. 432. С. 28–35.

14. Карклин В.П., Юлин А.В., Карелин И.Д., Иванов В.В. Климатические колебания ледовито-сти арктических морей сибирского шельфа // Тр. ААНИИ. 2001. T. 443. С. 5–11.

15. Катцов В.М. Сценарии изменений климата Арктики в ХХI веке // Метеорология и гидро-логия. 2003. № 10. С. 5–19.

16. Клименко В.В. Климатическая сенсация. Что нас ожидает в ближайшем и отдаленномбудущем? Публичные лекции «Полит.ру». Интернет-ресурс: www.polit.ru/lectures/2007/02/15/klimenko.html.

17. Ковалев Е.Г., Юлин А.В. Автоматизированная прогностическая система для научно-опе-ративного обеспечения навигации в Арктике // Тр. ААНИИ. 1998. Т. 438. С. 73–82.

18. Кондратьев К.Я. Изменения глобального климата: нерешенные проблемы // Метеороло-гия и гидрология. 2004. № 6. С. 118–127.

19. Монин А.С. Влияние планет на климат Земли // Глобальные изменения природнойсреды (климат и водный режим). М.: Научный мир, 2000. С. 122–128.

20. Монин А.С., Шишков Ю.А. Дилеммы потепления в ХХ в. // Человек и стихия. 1992. С. 47–50.

21. Сорохтин О.Г. Парниковый эффект: миф и реальность // Вестник РАЕН. 2001. Т. 1. № 1.С. 8–21.

22. Хассел С.Дж. Воздействие потепления в Арктике. Кэмбридж: Изд-во Кэмбриджскогоуниверситета, 2004. 140 с.

23. Divine D.V., Dick С. Historical variability of sea ice edge position in the Nordic Seas // J.Geophys. Res. 2006. Vol. 111, C01001. P. 1–14.

24. Frolov I.Ye., Gudkovich Z.M., Karklin V.P. Long-Term variability of Sea Ice in the EurasianArctric // Remote Sensing of Sea Ice in the Nortern Sea Route. Sec. 7.1. Praxis Publishing Ltd,Chichester, UK, 2007. P. 398–409.

25. Frolov I.Ye., Gudkovich Z.M., Karklin V.P. 21-st Century Sea Ice Scenarios: Statistical Modeling.// Remote Sensing of Sea Ice in the Nortern Sea Route. Sec. 7.1. Praxis Publishing Ltd, Chichester,UK, 2007. P. 418-420.

26. Gudkovich Z.M., Proshutinsky A.Y., Timokchov L.A., Koltyshev A.E., Garmanov A.L. ClimaticChanges of the Upper Layer Salinity of Arctic Ocean // World climate research programme (WCRP),Arctic Climate System Study (ACSYS). Final Science Conference, St. Petersburg, Russia, 11–14November 2003. WCRP-118 (CD), WMO/TD № 1232. P. 1–3.

27. Johannessen O.M., Bengtsson L., Miles M.W., Kuzmina S.I.., Semenov V.A., Alekseev G.V.,Nagurnyi A.P., Zakharov V.F., Bobylev L.P., Pettersson L.H., Hasselmann K., Cattle H.P. Arctic climatechange – observed and modeled temperature and sea ice variability // Tellus. 2004. Vol. 56A. P. 1–18.

28. Makshtas A.P., Andreas E.L., Shutilin S.V. Possible dynamic and thermal causes for the recentdecrease in sea ice in the Arctic Basin // Sixth Conference on Polar Meteorology and Oceanography,San Diego, USA, 14–18 May 2001. P. 17–20.

29. Polyakov I.V., Proshutinsky A.Y., Johnson M.A. Seasonal cycles in two regimes of Arctic climate// J. Geophys. Res. 1999. Vol. 104. № C11. P. 25761–25788.

30. 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 ofglobal warming // Geophysical Research Letters. 2002. Vol. 29. № 18, 1878. P. 1–4.

31. Polyakov I.V., Alekseev G.V., Timokhov L.A., Bhatt U.S., Colony R.L., Simmons H.L., Walsh D.,Walsh J.E. and Zakharov V.F. Variability of the Intermediate Atlantic Water of the Arctic Oceanover the last 100 Years // Journal of Climate. 2004. Vol. 17. № 23. P. 4485–4497.

160

32. Raspopov O.M., Dergachev V.A., Kolstrom T. Hale. Cyclicity of Polar Activity and its relation toclimate variability // Solar Physics. 2004. Vol. 224. P. 455–463.

33. Rothrock D.A., Yu Y., Maykut G.A. Thinning of the Arctic Sea-Ice Cover // GeophysicalResearch Letters. 1999. Vol. 26. № 23. P. 3469–3472.

34. Vinnikov K.Y., Robock A., Stouffer R.J., Walsh J.E., Parkinsson C.L., Cavaliery D.J., Mitchell F.B.,Garrett D., Zacharov V.F. Global Warming and Northern Hemisphere Sea Ice Extent // Science.1999. Vol. 286. P. 1934–1937.

35. Wadhams P. Sea ice thickness changes and their relation to climate // The polar oceans and theirrole in shaping the Global environment. American Geophysical Union, Washington, 1994. P. 337–361.

I.E.FROLOV, Z.M.GUDKOVICH, V.P.KARKLIN, YE.G.KOVALEV, V.M.SMOLYANITSKY

CLIMATIC CHANGES OF ICE CONDITIONSIN THE ARCTIC SEAS OF THE EUROASIAN SHELF

Paper presents analysis of the air temperature variability in the Arctic region and other climaticzones of the Northern hemisphere during the 20th – beginning of 21st centuries. It is shown thatperennial changes in air temperature were formed by linear trends as well as long-term (climatic)oscillations with periods about 10, 20 and 50–60 years. Similar cyclicity was revealed in the patterns ofair pressure which is characterized by decrease of air pressure during the epochs of warming in highlatitudes and points out to increase of zonal transfer in the atmosphere of mid-latitudes. Correspondingvariations in the Arctic ice cover extent, thickness, total concentration, general drift patterns and positionof old ice boundaries as well as properties of the Arctic Basin water masses and volume of Arctic riverdischarge were also found out.

Analysis carried out by the authors allows to state that the basic causes of the Arctic climatechange have the natural origin and potential magnitude of several orders more than that for the level ofanthropogenic impact on the climate.

Estimates of possible changes of Arctic air temperature and ice cover propagation area for the 21stcentury is given on a basis of the revealed stable cyclic oscillations. According to that estimate the cyclicform of variations in air temperature and ice cover extent will be preserved and necessity to maintain theicebreaker fleet to support human activities within the Arctic seas will remain correspondingly.

75 РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ ВЫСОКОШИРОТНОЙ...

Documents

Transcript of 75 РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ ВЫСОКОШИРОТНОЙ...