Текст книги "Океанография и морской лед"

В 2009 г. океанологические процессы протекали следующим образом. К началу летнего периода 2009 г. в Северном Ледовитом океане и его окраинных морях, как и в предыдущие два года, наблюдались положительные аномалии температуры воздуха в Арктике и сохранялось преобладание однолетних льдов в западном и восточном районах российского сектора Арктики. Но существовали и отличия от предыдущего 2008 года. В августе в поле скорости дрейфа льда сформировалась обширная циклоническая циркуляция с центром севернее Восточно-Сибирского моря. А в восточной части моря Бофорта наблюдалась антициклоническая завихренность, определившая динамику льда и свободного от него поверхностного слоя воды (Обзор 2009, 2010). Под влиянием последней, в августе и сентябре 2009 г. наблюдалось поступление льда в море Бофорта из канадского сектора и образование зоны отрицательной аномалии температуры воды (рис. 5). На открытой воде лед интенсивно таял, что привело к распреснению поверхностного слоя и формированию отрицательной аномалии поверхностной солености летом 2009 г. в этом районе, но величина этой аномалии была меньше, чем в 2007 и 2008 гг. На остальной части Амеразийского суббассейна температура воды поверхностного слоя была близка к климатической и несколько ниже. Аномалии солености были в суббассейне отрицательными, но величины аномалий были меньше, чем в предыдущие два года.

Рис. 5. Распределение средней в слое 5–10 м солености воды (а) и ее аномалии (б) зимой (январь – апрель) 2009 г., солености воды (в) и ее аномалии (г) летом и температуры воды (д) и ее аномалии (е) летом в 2009 г. относительно ряда 1950–1989 гг. Пунктирной линией на карте поверхностной температуры (д) отмечено положение кромки льда в сентябре

Для анализа межгодовых изменений солености поверхностного слоя в зимний период были построены карты аномалий солености, приведенные на рис. 6. Карты аномалий температуры поверхностного слоя не приводятся, поскольку в зимний период она варьируется в очень незначительных пределах и определяется температурой замерзания при наблюдающейся солености.

Рис. 6. Аномалии солености поверхностного слоя в зимний период (январь – май) 2007(а), 2008 (б) и 2009 (в) г. Квадратами обозначены районы, для которых построены кривые сезонной изменчивости солености и температуры на рис. 7

Как видно из сопоставления карт зимних аномалий солености, поверхностный слой Евразийского суббассейна был аномально соленым в 2007 г. В последующие годы величина положительной аномалии солености в той части суббассейна, где производились наблюдения, уменьшилась. В Амеразийском суббассейне самые большие отрицательные аномалии солености поверхностного слоя наблюдались зимой 2007–2008 гг. Зимой 2008–2009 гг. площадь зоны отрицательных аномалий солености была больше, чем в 2007 г. Но величины отрицательных аномалий были меньше по сравнению с предыдущей зимой и, вероятно, меньше таковых зимой 2006–2007 гг.

Сравнительный анализ карт распределения поверхностной солености и ее аномалий в летний период с картами аномалий поверхностной солености в зимний период (рис. 6) позволяет сделать следующие выводы. Экстремальное распреснение поверхностного слоя летом 2007 г. на большей части акватории Амеразийского суббассейна отразилось на увеличении отрицательной аномалии солености от зимы 2006/2007 (или кратко «зима 2007») к зиме 2008 (рис. 6). Соленость в районе моря Бофорта уменьшалась на 1–2 промили. Вместе с тем, несмотря на значительные отрицательные аномалии солености в этом районе летом 2008 г., соленость воды зимой 2009 г. несколько увеличилась, но знак аномалии сохранился.

Тенденции изменения температуры и солености поверхностного слоя наглядно демонстрируют кривые их сезонной изменчивости на рис. 7, построенные для квадрата к северу от Земли Франца и квадрата в Канадской котловине (положение их указано на рис. 6), как районов, наиболее ярко отражающих главные черты изменений состояния поверхностного слоя в 2007–2009 гг. В Евразийском суббассейне, к северу от ЗФИ, отчетливо видна тенденция к уменьшению величины солености, в то время как в Амеразийском суббассейне наблюдается ее увеличение. Амплитуда сезонных изменений температуры воды в обоих суббассейнах уменьшается.

Рис. 7. Графики сезонной изменчивости солености (а) и температуры (б) поверхностного слоя и их тренды в квадратах к северу от Земли Франца-Иосифа (1) и в Канадской котловине (2), положение которых указано на рис. 6

Таким образом, выполненный анализ позволяет сделать вывод, что аномалии температуры и солености поверхностного слоя летом 2007 г. на большей части Северного Ледовитого океана следует отнести к экстремальным аномалиям. В последующие годы знаки аномалий в Евразийском и Амеразийском суббассейнах в целом сохранялись, но происходила трансформация их зон, а также изменялась величина аномалий. Макромасштабный контраст солености воды в поверхностном слое между суббассейнами уменьшался. Из проведенного анализа можно предположить, что после аномального состояния летом 2007 г. термохалинная структура поверхностного слоя в 2008 и 2009 гг. имела тенденцию возврата к среднему климатическому состоянию.

Исследование экстремальных изменений температуры и солености воды арктического поверхностного слоя в период МПГ 2007/2008 гг. будет неполным, если не коснуться важного вопроса о том, в каком отношении состояние поверхностного слоя в период МПГ находилось по отношению к предыдущим годам и десятилетиям. С этой целью нами был выполнен анализ изменчивости средней солености и толщины верхнего слоя (от нижней поверхности ледяного покрова до верхней границы слоя атлантических вод) для зимнего периода отдельно для Евразийского и Амеразийского суббассейнов, поскольку главными особенностями состояния поверхностного слоя в 2007–2009 гг. были контрасты солености воды между этими суббасейнами.

На основе данных наблюдений в зимний период с 1950 по 1993 гг. был составлен массив данных в квадратах 200×200 км. В те квадраты, где данные наблюдений отсутствовали, были помещены реконструированные величины температуры и солености на стандартных горизонтах (Покровский, Тимохов, 2002). В результате была получена гибридная база данных температуры и солености в узлах регулярной сетки 200×200 км на стандартных горизонтах для периода 1950–1993, 2007–2008 гг. Поля солености за 1994–2006 гг. построить не удалось в силу малочисленности данных наблюдений в зимний сезон в этот период. Используя полученные данные, в узлах сетки были рассчитаны средние значения солености поверхностного слоя 5–50 м в зимний период, которые составили временной ряд полей. После этого были получены средние значения солености для Евразийского и Амеразийского суббассейнов и построены временные графики межгодовой изменчивости средней солености и их линейные тренды (рис. 8).

Прежде всего, из приведенных графиков видно, что амплитуда максимальных изменений средней солености в Евразийском суббассейне в полтора раза больше, чем в Амеразийском. Но если от средней солености в суббассейне перейти к количеству солей в нем в слое 5–50 м, то, учитывая, что площадь Амеразийского суббассейна более чем в полтора раза больше площади Евразийского суббассейна, получаем примерно одинаковые вариации общего содержания солей в поверхностном слое обоих суббассейнов.

Для периодов 1950–1993 гг. линейные тренды положительные в суббассейнах, т. е. интегрально наблюдалось осолонение поверхностного слоя. Вместе с тем, выделяются два периода в Евразийском суббассейне с отрицательным трендом в 1958–1979 гг. и положительным в 1979–1993 гг. и два периода в Амеразийском суббассейне с антисимметричными трендами – положительный в 1960–1982 и отрицательный 1982–1993 гг. (рис. 8).

Рис. 8. Межгодовая изменчивость средней солености в поверхностном слое 5–50 м в зимний период в Евразийском (1) и Амеразийском (2) суббассейнах

Статистический анализ средних соленостей в суббассейнах позволил установить следующие связи. Изменение солености в Евразийском суббассейне происходит через год после изменений таковой в Амеразийском суббассейне с положительным коэффициентом корреляции 0,31. На наш взгляд, эта статистическая связь является следствием транспорта значительной части поверхностных вод из Амеразийского в Евразийский суббассейн.

Второй значимый отрицательный коэффициент корреляции -0,32 был получен с обратным сдвигом в два года, и означает, что увеличение (уменьшение) солености в Евразийском суббассейне через два года сопряжено с уменьшением (увеличением) солености поверхностного слоя в Амеразийском суббассейне. Этот механизм реакции суббассейнов может быть объяснен влиянием следующих процессов. При доминанте антициклонического режима атмосферной циркуляции расширяется площадь антциклонического круговорота, и поверхностная фронтальная зона средней солености смещается на запад от хребта Ломоносова. При этом распресненные воды морей Лаптевых и Восточно-Сибирского поступают непосредственно в восточную часть Евразийского суббассейна, в котловину Амундсена. В результате средняя соленость в Амеразийском суббассейне увеличивается, а в Евразийском суббассейне – уменьшается. В период действия циклонического режима атмосферной циркуляции усиливается влияние атлантических вод на поверхностный слой Евразийского суббассейна, средняя соленость которого увеличивается. Поверхностная фронтальная зона средней солености смещается на восток от хребта Ломоносова. Распресненные воды морей Лаптевых и Восточно-Сибирского распространяются на восток и вместе с водами Чукотского моря вовлекаются в антициклонический круговорот. При этом соленость воды в Канадской котловине и море Бофорта значительно уменьшается. Таким образом, на наш взгляд, формируется оппозиция изменений солености в суббассейнах с запаздыванием в два года в Амеразийском суббассейне.

Выше отмечалось, что от 2007 г. к 2009 г., в целом, в Арктическом бассейне наблюдается тенденция возврата халинного состояния поверхностного слоя к среднему климатическому (см. рис. 7). Вместе с тем обращает на себя внимание следующий важный, по нашему мнению, факт. Если величины средней солености поверхностного слоя 5–50 м в зимний период 2007–2009 гг. в Евразийском суббассейне не превышали таковых начала 90-х годов XX-го века, то в Амеразийском суббассейне в период МПГ величины солености были меньше минимальных 50-х-60-х годов прошлого столетия. Фаза значительного уменьшения солености может трактоваться как индикатор перехода термохалинного состояния поверхностного слоя в другое состояние, без возврата к прежнему климатическому состоянию. Продолжение мониторинга СЛО и выполнение численных экспериментов на моделях циркуляции позволят в будущем проверить высказанную гипотезу. Проведенный к настоящему моменту анализ еще не позволяет дать однозначную оценку событий 2007–2009 гг.: мы стали свидетелями нестационарных изменений гидрологического режима СЛО или же произошел квантованный переход состояния морской системы в качественно новое состояние.

Выводы

Получены оценки состояния термохалинной структуры поверхностного слоя Арктического бассейна и арктических морей для 2007–2009 гг. Аномалии температуры и солености поверхностного слоя летом 2007 г. на большей части Северного Ледовитого океана следует отнести к экстремальным. Главными особенностями состояния поверхностного слоя воды летом 2007 г. были наличие экстремальных (положительных и отрицательных) аномалий температуры и солености и большая контрастность температуры и солености между Евразийским и Амеразийским суббассейнами.

Летом 2007 г. хорошо развитый перемешанный слой наблюдался в районе Северной Земли, в северной части моря Лаптевых и в районе котловины Макарова. Среднее значение толщины перемешанного слоя в этих областях Арктического бассейна составляло 15–20 м, что меньше климатических значений на 5–10 м. На остальной акватории бассейна толщина перемешанного слоя была небольшой, или халоклин начинался с поверхности океана. При этом устойчивость в слое пикноклина уменьшалась от полюса в направлении сибирского шельфа и с запада на восток.

В последующие годы величины аномалий гидрологических характеристик уменьшались от 2007 г. к 2009 г. Из этого можно предположить, что термохалинная структура поверхностного слоя после аномальных изменений летом 2007 г. имеет тенденцию к возвращению к среднему климатическому состоянию.

Доминирующим фактором возникновения экстремальных аномалий в поверхностном слое Арктического бассейна и арктических морей явился уникальный режим атмосферной циркуляции весной и летом 2007 г. Формирование аномалий гидрологических характеристик поверхностного слоя в 2008 и 2009 гг. во многом определялось атмосферным воздействием, фазовыми переходами и поверхностной циркуляцией вод.

В результате анализа межгодовой изменчивости солености поверхностного слоя 5–50 м Евразийского и Амеразийского суббассейнов было установлено, что с 1950 до 1993 гг. в обоих суббассейнах наблюдался положительный тренд, т. е. происходило осолонение поверхностного слоя. Но затем к 2007–2009 гг. произошло значительное уменьшение величины солености в Амеразийском суббассейне до величин, которые ранее никогда не наблюдались в этом регионе. Можно предположить, что значительные изменения солености в Амеразийском суббассейне могут рассматриваться как показатель макромасштабной нестационарности морской системы, или как индикатор перехода морской системы в качественно новое ее состояние.

Статья подготовлена с использованием данных, полученных на основе приборной базы НЭС «Академик Федоров», усовершенствованной в рамках темы «Развитие приборной базы и проведение исследований в полярных областях Мирового океана с использованием уникальной установки научно-экспедиционное судно „Академик Федоров“ (УСУ НЭС „Академик Федоров“)».

Литература

Атлас Арктики. – М.: Изд. ААНИИ и ГУГК. – 1985. – 204 с.

Головин П.Н., Кочетов С.В., Л.А. Тимохов. Особенности термохалинной структуры разводий летом в арктических льдах //Океанология, Т. 33, № 6, 1993, С. 833–838.

Захаров В.Ф.Морские льды в климатической системе. СПб.: Гидрометеоиздат, 1996, 213 с.

Колтышев А.Е., Е.Г. Никифоров, Л.А. Тимохов. Распреснение воды деятельного слоя Арктического бассейна и глубоководной части арктических окраинных морей // Тр. ААНИИ, 2008, Т. 448, С. 18–28.

Обзор гидрометеорологических процессов в Северном Ледовитом океане. 2007. Под ред. И.Е. Фролова. Ротапринт ГНЦ РФ ААНИИ, 2008, 80 с.

Обзор гидрометеорологических процессов в Северном Ледовитом Океане 2008. Под ред. И.Е.Фролова. СПб.: ААНИИ, 2009, HYPERLINK http://www.aari.ru/main.php

Обзор гидрометеорологических процессов в Северном Ледовитом Океане 2009. Под ред. И.Е.Фролова. СПб.: ААНИИ, 2010, http://www.aari.ru/main.php

Покровский О.М., Тимохов Л.А. Реконструкция зимних полей температуры и солености Северного Ледовитого океана // Океанология, 2002, Т. 42, № 6, С. 822–830.

Полухин Н.В., Талипова Т.Г. и др. Кинематические характеристики поля высокочастотных внутренних волн в Северном Ледовитом океане // Океанология, 2003, Т. 43, № 3, С. 356–367.

Тимохов Л.А., Чернявская Е.А. Особенности состояния поверхностного слоя Арктического бассейна в аномальное лето 2007 г.// Проблемы Арктики и Антарктики, № 3(83), 2009, С. 19–27.

Фролов И.Е., Ашик И.М., Кассенс Х., Поляков И.В., Прошутинский А.Ю., Соколов В.Т., Тимохов Л.А. Аномальные изменения термохалинной структуры Северного Ледовитого океана // ДАН, 2009, Т. 429, № 5, С. 688–690.

Carmack E.C. The Arctic Ocean’s freshwater budget: sources, storage and export. In E.L. Lewis et al. (eds.), The Freshwater budget of the Arctic Ocean, 91–126, 2000. Kluwer Academic Publishers. Printed in the Netherlands.

Joint U.S.-Russian Atlas of the Arctic Ocean, Oceanography Atlas for the Winter (1997) and Summer Period (1998). Ed. by F. Tanis, L. Timokhov. Environmental Working Group, University of Colorado, Boulder, CD-ROM.

Polyakov I. V., Beszczynska A., Carmack E.C., Dmitrenko I.A., Fahrbach E., Frolov I.E., Gerdes R., Hansen E., Holfort J., Ivanov V., Jonson M., Karcher M., Kauker F., Morison J., Orvik K., Schauer, U., Smmons H., Skagseth O., Sokolov V., Steel M., Timokhov L., Walsh D., Walsh J.E. One more step toward a warmer Arctic // Geophys. Res. Lett., 32, L17605, doi:10.1029/2005GL0237402005. P. 1–4.

Dickson R. R., and Coauthors. The Arctic Ocean response to the North Atlantic Oscillation. // J. Climate, 2000, 13, Р. 2671–2696.

Woodgate R. A., Weingartner T. and Lindsay R. The 2007 Bering Strait oceanic heat flux and anomalous Arctic sea-ice retreat // Geophys. Res. Lett., 37, L01602, doi:10.1029/2009GL041621, 2010.

Timokhov L.A.[67]67
  Arctic and Antarctic Research Institute, Sankt Petersburg, Russia


[Закрыть], AshikI.M.[68]68
  Arctic and Antarctic Research Institute, Sankt Petersburg, Russia


[Закрыть], Karpy V.Yu.[69]69
  Arctic and Antarctic Research Institute, Sankt Petersburg, Russia


[Закрыть], Kassens H.[70]70
  Leibniz-Institut fuer Meereswissenschaften, IFM-GEOMAR, Germany


[Закрыть], Kirillov S.A.[71]71
  Arctic and Antarctic Research Institute, Sankt Petersburg, Russia


[Закрыть], Polyakov I.V.[72]72
  International Arctic Research Center (IARC), USA


[Закрыть], Sokolov V.T.[73]73
  Arctic and Antarctic Research Institute, Sankt Petersburg, Russia


[Закрыть], FrolovI.E.[74]74
  Arctic and Antarctic Research Institute, Sankt Petersburg, Russia


[Закрыть], Chernyavskaya E.A.[75]75
  Arctic and Antarctic Research Institute, Sankt Petersburg, Russia


[Закрыть] The extreme changes of temperature and salinity in the arctic ocean surface layer in 2007–2009

Аbstract

This paper examines the temperature and salinity patterns and evolution in the surface layer of the Arctic Ocean in 2007–2009 and deals with the factors impacting the extreme changes both in temperature and salinity in 2007. The large areas of positive and negative anomalies in temperature and salinity have been formed over the Arctic Ocean with the apparent frontal barrier area between Eurasian and American basins. The followed years (2008–2009) exhibit the reducing of thermohaline anomalies between the two basins assuming gradually recovering to the initial state.

Considering the mean salinities within 5–50 m depth one can claim that the positive linear trend is evident both in Eurasian and American basins since 1950 to 1993 while the intensive freshening was observed in American basin in 2007–2009. We intend that these changes in salinity can be assumed as the signature of non-stationary nature of all Arctic marine environments.

Аннотация

Океанографические исследования в период МПГ 2007/2008 позволили получить новые данные о пространственной изменчивости гидрологических характеристик. Установлена детальная картина неоднородности струи теплых атлантических вод в котловине Нансена, получены оценки пространственных масштабов неоднородностей в поле температур, изменения глубины залегания верхней границы атлантических вод (АВ) поперек и вдоль потока АВ. В Амеразийском суббассейне температурное поле АВ менее изменчиво в пространстве. В период МПГ 2007/2008 в Арктическом бассейне продолжалось расширение ареала более теплых атлантических вод. Расчеты показали, что в 2007 г. в отдельных районах величины аномалий достигали 1,5 °С, что составляет около 70 % значений максимальных температур периода 1950–1959 гг. При этом верхняя граница атлантических вод поднялась к поверхности на 40–120 м по сравнению с климатическим положением. Толщина слоя атлантических вод в котловине Нансена, прилегающей к проливу Фрама и в Канадской котловине, уменьшилась на 50–100 м, а в котловинах Амундсена и Менделеева толщина слоя увеличилась на 50–100 м. Теплозапас слоя атлантических вод на большей части Арктического бассейна был больше среднего климатического за исключением небольшой зоны к северу от ЗФИ, где наблюдалась отрицательная аномалия толщины слоя. В 2008 г., как средняя в слое температура атлантических вод, так и максимальная температура была всюду выше средней климатической. В то же время, состояние области затока и распространения основной струи атлантических вод вдоль материкового склона от пролива Фрама до моря Лаптевых значительно изменилась по сравнению с 2007 г. Средняя и максимальная температура атлантических вод понизилась на 0,25–0,5 °C, уменьшилось общее теплосодержание и уменьшилась толщина атлантических вод. По оценкам параметров АВ в 2008–2009 гг. можно говорить о тенденции возврата состояния АВ к среднему климатическому состоянию.

Введение

Роль атлантических вод в Северном Ледовитом океане велика. Потоки соли и тепла атлантических вод во многом определяют термохалинную структуру Арктического бассейна (АБ) и арктических морей. Впервые мысль о влиянии атлантических вод на режим арктических морей была высказана Хелланд-Хансеном и Нансеном (Helland-Hansen, Nansen, 1909). Благодаря теплу атлантических вод Баренцево море лишь частично покрывается льдом в зимний период; воды атлантического происхождения влияют на образование и таяние льда в морях Карском и Лаптевых (Тимофеев 1962, Янес 1970), что явилось основанием для учета расходов атлантических вод через Фареро-Шетландский пролив и пролив Фрама в методах прогноза ледовитости морей западного сектора Арктики и толщины льда в море Лаптевых (Янес, 1970; Николаева, Шестериков, 1970). В межгодовых колебаниях солености отчетливо выделяются связи между притоком атлантических вод и соленостью вод Карского моря (Тимофеев, 1961; Аппель, Гудкович, 1984). Установлена статистическая связь между величинами переноса атлантических вод через разрез Баренцбург – кромка льда с меридиональным типом атмосферной циркуляции по Вангенгейму (в декабре-мае) при сдвиге в один год с коэффициентом корреляции 0,53 (Панов, Шпайхер, 1963) и между величинами переноса атлантических вод через Фареро-Шетландский пролив с меридиональным типом атмосферной циркуляции со сдвигом в три года с коэффициентом корреляции 0,63 (Шпайхер, Янес, 1966).

Таким образом, изменчивость притока и вентиляции теплых и соленых атлантических вод, поступающих в Арктический бассейн, являются важным фактором, влияющим на тепловой, соленосный и ледовый режимы Арктического бассейна и арктических морей, а также гидрометеорологический режим северной полярной области в целом. Эти изменения тесно связаны с интенсивностью центра циклонической атмосферной циркуляции, расположенного в непосредственной близости к Евразийскому суббассейну: интенсификация этого центра ведет к смене климатического режима Арктики с господствующего антициклонического на циклонический режим. Поэтому исследование вопросов, связанных с проникновением, распространением и трансформацией атлантической воды в Арктическом бассейне, является ключевой задачей для понимания изменчивости состояния ледяного покрова, термохалинной структуры и циркуляции вод и льдов Северного Ледовитого океана и совершенствования моделей климата Арктики.

Впервые воды с положительной температурой, находящиеся под холодным верхним слоем, были обнаружены в Арктическом бассейне в период дрейфа «Фрама» 1893–1996 гг., и Ф. Нансен предположил, что эти воды являются водами атлантического происхождения (Nansen, 1902). П.П. Ширшов высказал гипотезу, что атлантические воды идут не только на восток, но широко распространяются и в центральной части Арктического бассейна и, очевидно, заполняют его целиком (Ширшов, 1938). Дальнейшие исследования подтвердили эти гипотезы. На рис. 1 приведена карта максимальных температур (°С) атлантических вод, построенная по данным наблюдений за период 1948–1970 гг. (Никифоров, Шпайхер, 1980). Воды атлантического происхождения поступают в бассейн через пролив Фрама, совершают в нем циклонический круговорот и возвращаются в трансформированном виде в Гренландское море через пролив Фрама и частично покидают бассейн через проливы Канадского архипелага. Температура в ядре атлантических вод меняется от 3–4 °С в районе Шпицбергена до 0,4–0,6 °С в Канадской котловине.

Первая схема циркуляции была предложена Тимофеевым (Тимофеев, 1960). На основе картирования характеристик атлантических вод он построил хронологическую схему распространения атлантических вод. В соответствии с его оценкой теплые воды атлантического происхождения преодолевают путь от пролива между Шпицбергеном и Гренландией до моря Бофорта за 6 лет. Коучман и Барнес в 1963 г. опубликовали карту циркуляции атлантических вод, которая несколько отличается от карты Тимофеева в море Бофорта и над Чукотским поднятием (Coachman, Barnes, 1963).

Никитин, обработав данные глубоководных гидрологических наблюдений за период с 1948 по 1956 гг., построил карты геострофических течений для различных слоев океана (Никитин, 1969). Его схема течений в слое 300–500 м., которая отражает схему циркуляции атлантических вод, совпадает в целом для приатлантической части Арктического бассейна со схемой Тимофеева и значительно расходится для притихоокеанской. Отметим, что схема течений в слое атлантических вод Никитина довольно близка к схеме циркуляции атлантических вод Коучман и Барнес.

На рис. 1 из монографии (Никифоров, Шпайхер, 1980) приведена схема циркуляции атлантических вод, построенная по распределению их максимальных температур на основании данных наблюдений до 1973 г. Помещенные на карте значения максимальных температур атлантических вод (АВ) могут служить определенным репером при оценке состояния атлантических вод в период МПГ 2007/2008. Как видно из рис. 1, основная струя АВ распространяется от пролива Фрама вдоль материкового склона до моря Лаптевых. При этом, по мере адвекции и трансформации АВ, температура воды в ядре атлантических вод изменяется от 3–4 °С в проливе Фрама до 1,5 °С в море Лаптевых.

Рис. 1. Карта максимальных температур (°С) атлантических вод и схема их циркуляции по данным о пространственном распределении максимальных температур по Никифорову, Шпайхеру (1980). Условные обозначения: 1 – Евразийский суббассейн, 2 – Амеразийский суббассейн, 3 – хребет Ломоносова

В море Лаптевых поток АВ расщепляется на две ветки. Одна поворачивает на север и распространяется вдоль хребта Ломоносова. Вторая ветвь пересекает хребет Ломоносова и продолжает перемещаться на восток вдоль материкового склона к Канадской котловине, где максимальная температура АВ понижается до 0,4 °С. Трансформированные АВ циркулируют вдоль материкового склона островов Канадского архипелага и Гренландии и возвращаются в Гренландское море через пролив Фрама. Заметим, что схема циркуляции усложняется рядом возвратных ветвей, положение и интенсивность которых меняются от года к году. Детали циркуляции АВ, так же как их межгодовая изменчивость, являются до сих пор предметом дискуссии.

Механизмы трансформации атлантической воды, распространяющейся вдоль континентальных склонов Евразийского бассейна на горизонтах от 200 до 600–800 м, остаются также не выясненными. Относительная замкнутость бассейнов океана приводит к большим различиям между теплозапасом Евразийского и Амеразийского суббассейнов. Согласно наблюдениям (Блинов и Попков, 1986), атлантическая вода при продвижении от Земли Франца-Иосифа до Новосибирских островов теряет до 60 % своего тепла. Часть этого тепла рассеивается вверх, обеспечивая таяние льда, которое может существенно изменять компоненты пресноводного баланса Евразийского субббассейна. Этот вывод, однако, противоречит данным Руделса (1994), заключившего, что потери тепла атлантической водой в верхние слои океана, ко льду и в атмосферу пренебрежимо малы. Выводы Блинова и Попкова (1986) и Руделса (1994) основаны на немногочисленных наблюдениях, а прямые наблюдения потоков тепла были вообще невозможны. Ситуация осложняется сильной переслоенностью атлантической воды, состоящей из прослоек вод различного происхождения с теплым ядром у континентальных склонов (Руделс, 1994).

Перечисленные процессы, несомненно, являются климатообразующими для Арктики, и их понимание, основанное на данных прямых наблюдений, имеет фундаментальное значение. Именно поэтому данные наблюдений по программе МПГ 2007/2008 представляют огромную ценность, поскольку помогают пролить свет на многие вопросы, связанные с поступлением атлантических вод в Арктический бассейн и изменением их состояния. Заметим, что основным видом данных о состоянии АВ являются температура и соленость. Наблюдения за скоростью течений выполнялись лишь на отдельных притопленных буйковых станциях (ПБС) на материковом склоне и в районе Северного полюса. По имеющимся данным наблюдений за течениями трудно составить полную схему циркуляции. Поэтому наше исследование состояния АВ будет основано на анализе данных наблюдений температуры и солености.

1. Еще один шаг к потеплению Арктики

В период 1989–1993 гг. произошло увеличение температуры атлантических вод в Евразийском суббассейне (Quadfasel et all., 1991; Алексеев и др., 1998), продолжавшееся до конца прошлого столетия, а в Амеразийском суббассейне потепление 90-х годов отмечалось и в начале XXI-го века (Shimada et al., 2004). Вторжение более теплых атлантических вод было столь продолжительным, а повышение их температуры в Арктическом бассейне столь значительным, что на фоне всех исторических данных это выглядело большой положительной аномалией. В конце 1990-х годов наметилась определенная стабилизация поступления атлантических вод в Арктику, и в начале XXI века казалось, что природная среда исчерпала свой аномальный импульс, и климатическая система Арктики вот-вот начнет возвращаться к прежнему состоянию.

Однако, начиная с 2003–2004 г., температура атлантических вод в Евразийском суббассейне начала повышаться до величин, ранее никогда здесь не наблюдавшихся. Например, максимальная температура атлантических вод 4,2 °С, которая была измерена к востоку от Шпицбергена в 2004 г., никогда ранее не наблюдалась за весь исторический период наблюдений, включая предпоследнее потепление 90-х годов прошлого столетия. Экстремальное потепление глубинных атлантических вод выглядело как новый шаг к потеплению Арктики (Polyakov et al., 2005).

Первые признаки новой волны тепла атлантических вод были отмечены в проливе Фрама в 2003 г. (Schauer et al., 2004), а в Евразийском суббассейне были зарегистрированы в конце января 2004 г. на дрейфующей станции СП–32 на 84,43° с. ш. и 19,1° в. д. при подходе к проливу Фрама, вдоль хребта Гаккеля. Здесь была зарегистрирована максимальная температура атлантических вод +1,98 °С, что значительно выше ранее наблюдавшихся значений (см. рис. 1). Летняя морская экспедиция НАБОС/АВЛАП–2004 на разрезе по 126° в. д. установила, что температура атлантических вод в этом районе значительно выросла по сравнению с летом 2003 г. На этом разрезе была установлена притопленная буйковая станция (ПБС), которая работала с сентября 2003 по сентябрь 2004 г. Эволюция вертикального распределения температуры по данным профилографа MMP этой ПБС приведена на рис. 2, на вставке вверху в правом углу. Из рисунка видно, что резкое изменение температуры во всем слое АВ произошло в течение 1–2 суток и приходилось оно на 11 февраля 2004 г. Наблюдения в других частях Северного Ледовитого океана показали, что причиной потепления явилось интенсивное поступление теплых и соленых вод через пролив Фрама. Наблюдения на буйковых станциях на разрезе от мыса Свиной в Норвежском море (нижняя вставка справа на рис. 2, (Orvik et al., 2001)) и в проливе Фрама (вставка слева на рис. 2, (Schauer et al., 2004)) показали, что пик температуры, который наблюдался на разрезе Свиной в 1997–1998 гг. через примерно 1,5 года наблюдался в проливе Фрама и, примерно, через 4,5–5 лет достиг моря Лаптевых (Polyakov et al., 2005). Оценки скорости распространения аномалии дали такие величины: для сегмента м. Свиной – пролив Фрама около 3,8 см/с и для сегмента пролив Фрама – море Лаптевых около 1,5 см/с (Polyakov et al., 2005). Повышение температуры воды, наблюдавшееся на разрезе м. Свиной в 2003 г., в проливе Фрама было зарегистрировано в 2004 г., и были все основания ожидать, что эта аномалия достигнет моря Лаптевых в 2007–2008 гг.