Текст книги "Океанография и морской лед"

Polyakov I. V., Alexeev V. A., Belchansky G. I., Dmitrenko I. A., Ivanov V. V., Kirillov S. A., Korablev A. A., Steele M., Timokhov L. A., Yashayaev I. Arctic Ocean Freshwater Changes over the Past 100 Years and Their Causes // Journal of Climate, Vol. 21, No. 2, 15 January 2008, P. 364–384.

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.

L.A. Timokhov[53]53
  Arctic and Antarctic Research Institute, Sankt Petersburg, Russia


[Закрыть], I.V. Polyakov[54]54
  International Arctic Research Center (IARC), USA


[Закрыть], I.A. Dmitrenko[55]55
  Leibniz-Institut fuer Meereswissenschaften, IFM-GEOMAR, Germany


[Закрыть], S.A. Kirillov[56]56
  Arctic and Antarctic Research Institute, Sankt Petersburg, Russia


[Закрыть], Н.В. Лебедев[57]57
  Arctic and Antarctic Research Institute, Sankt Petersburg, Russia


[Закрыть]. The vertical thermohaline structure of the Arctic Ocean during IPY 2007/08 period

Аbstract

The large scale features of the vertical thermohaline structures in the Arctic Ocean during 2007–2009 were considered to reveal the changes in temperature and salinity in comparison with the historical data. In general, the main features of vertical thermohaline structures have remained unchanged over the Arctic and demonstrate the frontal barrier area between Eurasian and American basins. However, the unique summer atmospheric forcing in 2007 resulted in the considerable thermohaline changes in the surface layer. The large areas of positive and negative anomalies in temperature and salinity have been formed over the Arctic Ocean.

The volumetric changes in the water masses with different temperature and salinity gradation have been also observed. The volume of Atlantic Waters with temperatures above 0 °C and salinity above 34,6 increased at 22 % in 2007 in comparison with 1970–1979 mean. The changes in the deeper layers have also been revealed. Thus, the volume of intermediate waters with temperatures ranged from –0,4 to 0 °C and salinities above 34,6 decreased at 30 % in 2007. The most saline and cold bottom waters became warmer and fresher.

Аннотация

В работе дается характеристика распределения температуры и солености в поверхностном слое, указываются причины формирования экстремальных распределений температуры и солености воды летом 2007 г., анализируется структура летних и зимних полей поверхностной температуры и солености воды в 2007–2009 гг. и обсуждается проблема эволюции состояния поверхностного слоя центральной части Северного Ледовитого океана. 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. 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, имеет тенденцию к возвращению к среднему климатическому состоянию. 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.

Введение

Поверхностный слой Северного Ледовитого океана (СЛО) является самой динамичной и изменчивой его частью. Роль поверхностного слоя заключается в том, что вместе с ледяным покровом он является пограничным слоем, через который осуществляется взаимодействие атмосферы и океана в высоких широтах Земли. В поверхностном слое и ледяном покрове сосредоточена значительная часть пресных вод, что выделяет его в важную часть морской системы, играющей большую роль в изменении пресноводного баланса океана (Carmack, 1998; Колтышев и др., 2008). СЛО является одним из основных источников пресных вод для субполярных морей. Поток пресных вод через пролив Фрама в Северо-Европейский бассейн оказывает воздействие на режим глубокой конвекции в Гренландском море – ключевой части глобальной термохалинной циркуляции (Dickson et al. 2000). Поверхностный слой океана и ледяной покров тесно связаны динамическими и термическими процессами. Периодически меняется их роль как возбуждающей силы движения, они являются друг для друга стоками и источниками пресной воды при фазовых переходах. С толщиной и распресненностью поверхностного слоя и состоянием верхнего халоклина часто связывают географическое распространение морских льдов, климатическую изменчивость площади морских льдов, устойчивость и развитие ледяного покрова. В этой связи, состояние поверхностного слоя может служить хорошим индикатором изменений климата Арктики (Захаров, 1996). Перечисленные положения аргументируют актуальность исследований поверхностного слоя СЛО и подчеркивают их теоретическую и практическую важность.

В данной статье дается характеристика распределения температуры и солености в поверхностном слое, указываются причины формирования экстремальных распределений температуры и солености воды летом 2007 г., анализируется структура летних и зимних полей поверхностной температуры и солености воды в 2007–2009 гг. и обсуждается проблема эволюции состояния поверхностного слоя центральной части СЛО.

В период проведения МПГ 2007/2008, по мере поступления данных наблюдений (как экспедиций ГУ «ААНИИ», так и совместных российско-американских, российско-германских, а также данных наблюдений зарубежных стран), выполнялся диагноз состояния поверхностного слоя Арктического бассейна и арктических морей. Информация о распределении гидрологических характеристик поверхностного слоя каждый год публиковались в книгах «Обзор гидрометеорологических процессов в Северном Ледовитом океане» Под ред. И.Е. Фролова. Ротапринт ГНЦ РФ ААНИИ (далее кратко «Обзор») и помещалась на вебсайте ААНИИ «http://www.aari.ru/resources/m0035/gm_review». Перечисленная информация, а также база океанографических данных ААНИИ за весь период инструментальных наблюдений и электронный российско-американский атлас Северного Ледовитого океана для зимнего и летнего периодов (Joint U.S.-Russian Atlas, 1997, 1998), были использованы для научного анализа и получения оценок изменений состояния поверхностного слоя СЛО в период МПГ.

Формирование термохалинных условий в 2007 г.

Изменения температуры и солености воды и течений поверхностного слоя происходят в результате воздействия совокупности внешних факторов и внутренних процессов. Основными внешними факторами, которые воздействуют на термохалинные и динамические процессы в поверхностном слое арктических морей (АМ) и Арктического бассейна (АБ), являются:

а) термическое и динамическое воздействие атмосферы и потоки солнечной радиации непосредственно и через ледяной покров;

б) взаимодействие с нижележащими слоями океана;

в) поступление в Арктический бассейн теплых и соленых атлантических вод через пролив Фрама;

г) поступление тихоокеанских вод в Чукотское море через Берингов пролив;

д) материковый сток пресных вод в арктические моря;

е) расходы льда и воды через пролив Фрама и проливы Канадского Архипелага.

Главными внутренними силами, составляющими основной механизм формирования структуры термохалинных полей и течений, являются фазовые переходы, турбулентные, диффузионные и конвективные процессы, адвективные переносы, ковергенция и дивергенция потоков. Исходное распределение температуры и солености воды, циркуляции вод и льдов, а также предыстория состояния ледяного покрова, являющегося для поверхностного слоя источником и стоком пресных вод при фазовых переходах, составляют начальные условия, которые могут определенное время влиять на последующее состояние гидрологического режима (инерционность гидрологических процессов). Перечисленные аспекты феноменологической модели формирования и динамики поверхностного слоя океана, покрытого льдом, послужили своего рода методическим руководством при анализе изменения температуры и солености воды арктического поверхностного слоя в 2007–2009 гг.

Чтобы понять причины экстремальных изменений термохалинного состояния поверхностного слоя в летний период 2007 г., обратимся вначале к тем исходным условиям ледово-гидрологического режима, которые сложились к весне 2007 г. Формирование ледовых условий в осенний период 2006 г. и зимний период 2007 г. проходило на фоне позднего начала ледообразования и малой остаточной ледовитости в арктических морях. Особенности макроциркуляции атмосферы в полярной области привели к преобладанию дрейфа выносного характера из морей российского сектора Арктики с дальнейшим выносом льдов через приполюсный район в Гренландское море. В российских арктических морях и море Бофорта преобладали однолетние льды. Основной массив старых льдов был смещен в канадский сектор Арктики (Обзор 2007, 2008). Позднее начало ледообразования в осенний период 2006 г. и положительные аномалии температуры воздуха по арктическому побережью в зимний период 2007 г. привели к медленному нарастанию толщины льда и формированию отрицательных аномалий толщины льда в морях российской Арктики (Обзор 2007, 2008). Состояние поверхностного слоя было следующим. В Евразийском суббассейне преобладали положительные аномалии солености, а в Амеразийском – отрицательные. На рис. 1 приведены карты распределения поверхностной солености и ее аномалии по отношению к среднеклиматической величине в январе – мае 2007 г., построенная по данным наблюдений ITP, Барнео-Палэкс и а/л «Россия». Карты температуры воды и аномалии не приводятся, поскольку в зимний период температура воды в поверхностном слое близка к температуре замерзания при данной величине солености. Анализ причин образования к концу зимы зоны повышенной солености в Евразийском суббассейне показывает следующее. По данным анализа, выполненного в (Обзор-2007, 2008), в западносибирском климатическом районе зимой 2007 г. наблюдались положительные аномалии температуры воздуха и отрицательные аномалии толщины льда в Карском и Лаптевых морях. Эти обстоятельства могли привести только к дефициту соли в поверхностном слое в этом районе, но не к увеличению солености. Поэтому в качестве главного фактора, повлиявшего на формирование положительной аномалии поверхностной солености в этом районе, можно назвать интенсивное поступление соленых атлантических вод в Арктический бассейн (Polyakov et al., 2005), верхняя граница которых в этот период значительно поднялась вверх и приблизиласьна 20–40 м к поверхностному слою. Что касается Амеразийского суббассейна, то здесь, как видно из карты на рис. 1, в конце зимы в достаточно протяженной зоне от хребта Ломоносова до моря Бофорта наблюдались отрицательные аномалии солености от 0 до 3 ‰. Если предположить, что дефицит солей связан с тем, что толщина льда в конце зимы оказалась на 30–35 см меньше климатической и, следовательно, при ледообразовании в подледный слой поступило меньше соли, то соленость поверхностного слоя была бы меньше климатической примерно на 0,5 промиль. Однако наблюдавшийся дефицит солености трудно объяснить только недостаточным нарастанием льда за зимний период. Вторым фактором, который повлиял на распреснение поверхностного слоя в этом районе, вероятно, было интенсивное таяние льда летом 2006 г. в море Бофорта. По оценкам, приведенным в (сайт ААНИИ), ледовитость моря Бофорта в октябре 2006 г. была меньше таковой в октябре 2007 г., что может служить косвенным показателем значительного распреснения моря за счет таяния льда. По нашему мнению, летнее таяние льдов в море Бофорта в 2006 г. и недостаточное нарастание льда к концу зимы являются главными факторами, повлиявшими на формирование отрицательной аномалии поверхностной солености в январе – мае 2007 г. в центральной части Канадской котловины. Вот такими были начальные поля солености поверхностного слоя и распределение толщин льда в Арктическом бассейне и арктических морях.

Рис. 1. Распределение средней в слое 5–10 м солености воды (а) и ее аномалии (б) зимой (январь – апрель) 2007 г., летней солености воды (в) и ее аномалии (г) и летней температуры воды (д) и ее аномалии (е) в 2007 г. относительно ряда 1950–1989 гг. Пунктирной линией на карте поверхностной температуры (д) отмечено положение кромки льда в сентябре

Переходя теперь к главному предмету изложения, прежде всего подчеркнем, что в 2007 г., в весенне-летний период, океанологические процессы в СЛО протекали по схеме, значительно отличающейся от средней климатической. Вначале, величины температуры, измеренные в поверхностном слое в южной части котловины Подводников экспедицией «ТрансАрктика–2007» на а/л «Россия» 5 июня 2007 г., мало отличались от среднемноголетних значений (таблица 1). Но уже во второй половине июня появились признаки аномального развития гидрологических процессов в СЛО. 15 июня на дрейфующей станции «Ледовый лагерь–2007» на горизонте 5 м температура воды была равной −1,42 °С, это значение близко, например, к летнему пику сезонного хода СП–22 (1980 г.). Самая высокая за весь исторический период наблюдений в Арктическом бассейне температура +4,15 °С на горизонте 5 м (при средней климатической величине −1,5 °С) была измерена 31 августа экспедицией на НЭС «Академик Федоров» в южной части хребта Менделеева (таблица 1). Еще более удивительной оказалась регистрация 21 сентября в поверхностном слое экспедицией на НИС «Виктор Буйницкий» больших положительных температур воды, до + 2,38 °С, и малых величин солености воды, до 27,77 ‰, (таблица 1), ранее никогда здесь не наблюдавшихся вообще и тем более в конце сентября! Ведь по наблюдениям прошлых лет, дата прекращения таяния льда на широтах около 80° приходится на 22 августа, а после 18 сентября уже устанавливаются зимние процессы (Головин и др, 1993). Анализ весенне-летнего периода 2007 г. показал, что в районе котловины Подводников продолжительность периодов накопления тепла и распреснения за счет таяния льда в поверхностном слое на широте 80° составила не менее 3 месяцев, сезонные изменения для температуры воды летом 2007 г. составили около 4,0 °С, что в 15–20 раз больше средних значений для этого района, а сезонные изменения солености оказались равными 2,0–2,5 ‰, что в 5 раз больше средних значений изменчивости для этого района. Таким образом, в Амеразийском суббассейне весенние процессы начались раньше климатических сроков, и окончание летних процессов сдвинулось на более поздние сроки.

Таблица 1. Сезонная изменчивость температуры и солености на четырех горизонтах по наблюдениям пяти близко расположенных океанографических станций летом 2007 г.

Примечание: через косую линию приведены средние значения поверхностной температуры и солености для лета (Атлас Арктики, 1985). Среднее климатическое значение поверхностной температуры и солености для лета наиболее близко отражает поле температуры и солености на горизонте 5 м в августе

В результате, к концу гидрологического лета в 2007 г. сформировалось уникальное тепловое и соленосное состояние поверхностного слоя океана. Для анализа структуры термохалинных аномалий в Арктическом бассейне и арктических морях были построены карты пространственного распределения температуры и солености и вычислены климатические аномалии температуры и солености по отношению к средним полям для летнего сезона 1950–1989 гг. Так как наибольшие аномалии сформировались в поверхностном слое, то в дальнейшем будут анализироваться средние значения температуры и солености в слое 5–10 м летом 2007 г. и их климатические аномалии. На рис. 1 приведены распределения температуры и солености в поверхностном слое 5–10 м летом 2007 г. и их аномалии по отношению к средним значениям для летнего сезона 1950–1989 гг. (Joint U.S.-Russian Atlas, 1997, 1998). Заметим, что поскольку было установлено, что процессы летнего характера в 2007 г. продолжались и в октябре, то для построения карт были использованы данные наблюдений за август – октябрь. Тем более, что именно в этот период было выполнено наибольшее число океанографических наблюдений.

Географическое распределение аномалии летней поверхностной солености 2007 г. показано на рис. 1. Прежде всего, обращает на себя внимание большой контраст аномалий между Евразийским и Амеразийским суббассейнами. В поверхностном слое Амеразийского суббассейна летом 2007 г. наблюдались экстремально высокие температуры воды и сформировались большие положительные аномалии, достигавшие +3 °С (рис. 1). Площадь, занятая водами с температурой выше −1,0 °С, была почти в 2 раза больше климатической. В центральной части Евразийского суббассейна температура воды в поверхностном слое была близка к средней климатической, величины аномалий находились в пределах от −0,5 °С до +0,5 °С. Но в северных частях Баренцева и Карского морей температура поверхностного слоя была больше среднемноголетней с аномалиями до +2 °С, в восточной части моря Лаптевых положительные аномалии в слое 5–10 м достигали величины от +2 до +5 °С.

Структура распределения поверхностной солености воды отличалась наличием экстремумов. В Амеразийском суббассейне летом 2007 г. выделялись две обширные области с большими отрицательными аномалиями (распреснение поверхностного слоя) от –4 ‰ до –6 ‰. Первая область располагалась в южной части котловины Подводников и прилегающей части сибирского шельфа с центром 80° с.ш. и 160° в.д. Вторая – располагалась в Канадской котловине. Исключение составляли две небольшие зоны с положительной аномалией солености. Первая зона располагалась в юго-восточной части Чукотского моря, и осолонение было связано с более интенсивным поступлением через Берингов пролив относительно соленых вод тихоокеанского происхождения (Woodgate et al., 2010). Вторая зона располагалась в юго-восточной части моря Бофорта и прилегающем заливе Амундсена. Образовалась эта зона положительной аномалии солености вследствие того, что ареал распространения пресных вод реки Макензи был смещен к западу.

На большей части Евразийского суббассейна, напротив, наблюдалось осолонение поверхностного слоя, причем в центральной части суббассейна положительные аномалии достигали 2 ‰, а в центральной части моря Лаптевых – до +6 ‰. Зона положительных аномалий солености располагалась от пролива Фрама до моря Лаптевых, и образовалась она, прежде всего, за счет влияния подстилающих вод атлантического происхождения (так называемый «след атлантических вод»). В юго-восточной части моря Лаптевых, в результате смещения потока речных вод в восточном направлении, образовалась небольшая зона отрицательных аномалий солености. Зона отрицательных аномалий в северо-западной части Карского моря сформировалась за счет интенсивного таяния льда и выносного потока из Карского моря в сентябре 2007 г. в Арктический бассейн (Обзор 2007, 2008).

Характеристики перемешанного слоя и устойчивость стратификации в верхнем халоклине летом 2007 г.

Для анализа состояния верхнего перемешанного слоя в летний период 2007 г. были выполнены расчеты средней температуры, средней солености, толщин перемешанного слоя и частот Вяйсяля-Брента, а также построены поля этих характеристик (рис. 2). Прежде всего, обращает на себя внимание различие характеристик в Евразийском и Амеразийском суббассейнах. Рассмотрим распределение характеристик поверхностного слоя отдельно в каждом суббассейне и прилегающих к ним арктических морях.

Рис. 2. Пространственное распределение толщины перемешанного слоя (а) и частот Вяйсяля-Брента (б) в августе – сентябре 2007 г. Значения частот Вяйсяля-Брента увеличены в 100 раз (адаптировано из (Тимохов, Чернявская, 2009))

Летом 2007 г. в районе между Землей Франца-Иосифа и Северной Землей перемешанный слой был развит слабо и, в среднем, толщина его была равна 6 м, только у западных берегов Северной Земли толщина слоя достигала 11–13 м. Пикноклин здесь поднимался до горизонта 8–20 м. Средняя температура перемешанного слоя составляла -1,7 °С, а у берегов Северной Земли – около 0 °С. Средняя соленость менялась в пределах 32,8–33,8 ‰, при этом соленость у берегов Северной Земли была меньше и изменялась от 30,5 до 31,9 ‰. В этом районе в 2007 г. наблюдалось осолонение верхнего слоя, поэтому значения устойчивости здесь были не очень большие и в среднем равнялись 0,067 с^–1. По сравнению с характерными величинами частот Вяйсяля-Брента, приведенными в работе (Полухин, Талипова и др., 2003), рассчитанные нами непосредственно по CTD-данным частоты для Карского моря оказались на 0,03 с^–1 больше. Заметим, что в работе (Полухин, Талипова и др., 2003) в качестве исходных данных использовались гидрологические данные атласов NOAA и ААНИИ с крупной пространственной сеткой. Поэтому полученные нами более высокие оценки частоты Вяйсяля-Брента характеризуют синоптический масштаб изменчивости параметра устойчивости, а не климатический, каковой приведен в работе (Полухин, Талипова и др., 2003).

В районе Северного полюса перемешанный слой отсутствовал, пикноклин был расположен близко к поверхности на глубинах 2–5 м. Средняя температура в перемешанном слое изменялась от -0,4 до -1,3 °С, а средняя соленость – от 24 до 29,5 ‰. Устойчивость слоев воды здесь была довольно большая, величина частоты Вяйсяля-Брента достигала 0,13 с^-1.

В районе между северным полюсом и Землей Франца-Иосифа перемешанный слой также практически отсутствовал и лишь вблизи островов он достигал толщины 4 м. В этом районе, в направлении с севера на юг, пикноклин заглублялся с 2–4 м до 5 м, при этом устойчивость значительно уменьшалась (с 0,2 с^-1 до 0,045 с^-1), что было связано с увеличением средней солености от 22 до 33,5 ‰ и средней температуры с -1,5 до -0,6 °С.

Отметим, что в целом, для центральной части АБ среднее значение частоты Вяйсяля-Брента получилось равным 0,09 с^–1, что на 0,06 больше значения приведенного в (Полухин, Талипова и др., 2003).

В западной части моря Лаптевых, вблизи Северной Земли, перемешанный слой был хорошо развит, и толщина его была равна в среднем 17 м, а на некоторых станциях толщина слоя была более 30 м. Пикноклин находился на глубинах в пределах 17–40 м. Значение частоты Вяйсяля-Брента составляло порядка 0,05 с^-1. Средняя температура перемешанного слоя в этом районе была отрицательной и изменялась в пределах от -1,6 до -1,7 °С, а средняя соленость – от 32 до 33 ‰. На востоке моря Лаптевых перемешанный слой присутствовал лишь на отдельных станциях, в то время как слой пикноклина располагался на глубине 14–20 м. Средняя температура была положительной и менялась в пределах от 0 °С до +3 °С, а средняя соленость – от 27 до 32 ‰ и возрастала от шельфовой зоны в сторону глубокого океана. Устойчивость здесь была равна 0,075 с^-1; эта величина практически совпадает с оценкой, приведенной в (Полухин, Талипова и др., 2003).

В северо-западной части Восточно-Сибирского моря толщина перемешанного слоя составляла 14–17 м, пикноклин располагался на глубине 18–30 м, при этом частота Вяйсяля-Брента была равна в среднем 0,077 с^-1. Средняя температура перемешанного слоя менялась в пределах от +0,3 до +2,0 °С, а средняя соленость – от 26 до 30 ‰.

В северо-восточной части Восточно-Сибирского моря толщина перемешанного слоя была значительно меньше, в среднем 6 м, и пикноклин здесь поднимался до горизонта 6–10 м, что случается в этом районе очень редко. Устойчивость в слое пикноклина при этом возросла почти в два раза, частота Вяйсяля-Брента достигала 0,11 с^-1. Средняя температура перемешанного слоя в этом районе также была положительна и достигала на некоторых станциях +4 °С. Средняя соленость не превышала 27,2 ‰. В среднем, для Восточно-Сибирского моря рассчитанные нами значения частоты Вяйсяля-Брента оказались несколько большими, приблизительно на 0,036 с^–1, по сравнению с приведенными в (Полухин, Талипова и др., 2003). Причиной больших значений параметра устойчивости являются два фактора: расчеты выполнялись по данным синоптической съемки и в рассматриваемый период степень стратифицированности верхнего слоя была больше климатической.

В районе котловины Макарова толщина перемешанного слоя уменьшалась с запада на восток от 16–20 м до 9 м. При этом наблюдалось поднятие пикноклина с глубин 21–27 м до 12–20 м, которое сопровождалось троекратным уменьшением устойчивости в слое пикноклина с 0,14 с^-1 до 0,045 с^-1. Средняя температура перемешанного слоя несколько повысилась (от -1,5 до -1,4 °С), так же как и средняя соленость, которая в западной части котловины была равна 28,5–29,3 ‰, а в восточной – 28,9–32,9 ‰.

Причины формирования аномалий в 2007 г.

Что способствовало формированию аномалий гидрологических характеристик летом 2007 г. в Арктике? Несомненно, что одной из основных причин формирования наблюдавшихся аномалий в поверхностном слое СЛО стал уникальный режим атмосферной циркуляции. Начиная с весны, в этом регионе преобладали ветры южной составляющей и наблюдались большие положительные аномалии температуры воздуха, достигавшие в августе +8 °С. На рис. 3 приведена карта средних за август скоростей и направлений ветра и величины тепловых потоков к поверхности океана. Подобная картина наблюдалась в июне, июле и сентябре. Из рис. 3 видно, что области наибольших значений потоков тепла из атмосферы к поверхности океана располагались в Чукотском и Восточно-Сибирском морях.

Рис. 3. Атмосферная циркуляция (векторы, м/с) и потоки тепла из атмосферы в океан (изолинии области с потоками свыше 25 Вт/м² выделены тенью) в августе 2007. Кромка льда, зарегистрированная в августе 2007, показана жирной линией, среднеклиматическое положение августовской кромки льда показано штрих-пунктирной линией (Фролов и др., 2009)

Здесь же наблюдались ветры южных направлений. Потоки тепла и воздействие ветров вызвали интенсивное таяние, разрушение льда и быстрое отступление кромки льдов на север. В тихоокеанской части СЛО ото льда освободилась огромная акватория, ранее всегда покрытая дрейфующим льдом. В конце сентября граница ледяного покрова отодвинулась далеко на север, в отдельных местах достигая широты 87°. Образование огромной акватории, свободной ото льда, способствовало значительному прогреву поверхностного слоя воды.

Атмосферное воздействие летом 2007 г. было главным, но не единственным фактором, ответственным за уникальную ледовую ситуацию. Быстрому таянию ледяного покрова способствовало и то обстоятельство, что в последние годы толщина льда в СЛО была значительно меньше среднеклиматической. На интенсификацию выноса льдов из морей Чукотского, Восточно-Сибирского и Бофорта оказало влияние положение антициклонического круговорота вод в восточной части Арктического бассейна. В последние годы антициклонический круговорот сместился к югу от центра Канадской котловины, а интенсивность его выросла, что способствовало ускорению выноса льда по периферии антициклонического круговорота в сторону островов Канадского архипелага (Обзор, 2008).

Что касается образования положительных аномалий солености в поверхностном слое на севере Баренцева и Карского морей и прилегающей части Евразийского суббассейна, то вероятной причиной их образования является влияние атлантических вод. Заметим, что эту часть поверхностного слоя с большими значениями солености часто называют «следом атлантических вод», подчеркивая главную роль атлантических вод в осолонении поверхностного слоя в этом районе.

Тенденции изменений поверхностной температуры и солености воды в 2008 и 2009 гг.

Особенности распределения температуры и солености воды в поверхностном слое в 2008–2009 гг. сформировались под воздействием, прежде всего, метеорологических и ледовых процессов, но также определенное влияние оказали предшествующие гидрологические и ледовые процессы.

Летние процессы в 2008 г. начинались на фоне положительных аномалий температуры воздуха в Арктике, преобладания однолетних льдов в западном и восточном районах российского сектора Арктики, интенсивного очищения ото льда, прежде всего, за счет таяния льда в крайних западных (Баренцево и Карское) и восточных морях (Бофорта и Чукотское) (Обзор 2008, 2009). Совместное воздействие тепловых и динамических факторов, фазовых переходов и нагрева воды на свободных ото льда акваториях привели к формированию летом 2008 г. большой зоны отрицательной аномалии солености и положительной аномалии температуры поверхностного слоя в Амеразийском суббассейне (рис. 4). При этом в море Бофорта, в южной части котловины Подводников и западной части Восточно-Сибирского моря положительные аномалии достигали 2 °C. Отрицательные аномалии (распреснение) солености в отдельных районах достигали –2 ‰ (рис. 4). В Евразийском суббассейне, от пролива Фрама вдоль материкового склона до моря Лаптевых, отмечалось осолонение поверхностного слоя. При этом в северной части моря Лаптевых отрицательные аномалии солености достигали –2 ‰. Поверхностная температура воды на большей части Евразийского суббассейна была в пределах нормы. Но в районе пролива Фрама отмечалась отрицательная аномалия температуры воды.

Рис. 4. Распределение средней в слое 5–10 м солености воды (а) и ее аномалии (б) зимой (январь – апрель) 2008 г., солености воды (в) и ее аномалии (г) летом и температуры воды (д) и ее аномалии (е) летом в 2008 г. относительно ряда 1950–1989 гг. Пунктирной линией на карте поверхностной температуры (д) отмечено положение кромки льда в сентябре

В чем проявилось отличие летних процессов 2008 г. от предыдущего года? Аномалии температуры воздуха весной, летом и осенью 2008 г. всюду были положительными, за исключением Аляскинского климатического района, где летом и осенью наблюдались слабые отрицательные аномалии. Но величины аномалий температуры воздуха были на 1–3 °C меньше, чем в 2007 г. Только в Канадском климатическом районе весной, летом и осенью положительные аномалии температуры воздуха были на 0,1–1,9 °C больше таковых 2007 года (Обзор 2008, 2009). Следовательно, тепловое воздействие атмосферы на лед и поверхностный слой большей части океана в весенне-летний период 2008 г. было слабее, чем в 2007 г. Отличалась и циркуляция вод и льдов. Скорость выносного дрейфа льда в Амеразийском суббассейне была в августе – сентябре 2008 г. почти в два раза меньше, чем в 2007 г. И направление выносного дрейфа льда в 2008 г. было менее благоприятным, чем в предыдущий год. Совместный результат действия этих двух факторов привел к тому, что к концу летнего сезона 2008 г. в Амеразийском суббассейне было больше льдов, чем в 2007 г., и положительные аномалии температуры поверхностного слоя в суббассейне были меньше по величине, за исключением района моря Бофорта и к северо-западу от него, где положительные аномалии поверхностной температуры были больше по величине. Распреснение поверхностного слоя в Амеразийском суббассейне также было меньше, чем в 2007 г., за исключением моря Бофорта и прилегающей зоны, где в 2008 г. отрицательная аномалия солености была несколько больше по величине, чем в 2007 г. В Евразийском суббассейне кардинальных изменений в поверхностном слое не произошло. Температура воды поверхностного слоя в летний период 2008 г. была близка к таковой 2007 г. Сохранилась также небольшая положительная аномалия солености в котловине Нансена, от пролива Фрама до моря Лаптевых, а в море Лаптевых положительная аномалия солености сместилась в северо-восточном направлении, локализовавшись в районе хребта Ломоносова. Поступление атлантических вод, вероятно, продолжало играть доминирующую роль в формировании полей характеристик поверхностного слоя на большей части Евразийского суббассейна.