Лёд и Снег · 2022 · Т. 62 · № 1

УДК 551.467.3+004.942+551.326.2

doi: 10.31857/S2076673422010120

Баланс льда в Северном Ледовитом океане в 1979-2019 гг. (по данным моделирования)

Арктический и Антарктический научно-исследовательский институт, Санкт-Петербург, Россия

*mod@aari.ru

Ice balance modeling in the Arctic Ocean in 1979-2019

I.E. Frolov, M.Yu. Kulakov*, K.V. Filchuk

Arctic and Antarctic Research Institute, St.-Petersburg, Russia

*mod@aari.ru

Received June 23, 2021 / Revised October 11, 2021 / Accepted December 23, 2021

Keywords: Arctic Ocean, climate change, sea ice, numerical modeling, interannual variability.

Summary

The results of numerical experiments on the model of joint water and ice circulation for the period from Sep-

tember 1979 to December 2019, aimed at studying the interannual variability of the ice balance in the Arctic

Ocean, are considered. The results obtained made it possible to analyze the geographical features of the pro-

cesses of ice formation and melting in the Arctic Ocean and to identify key areas that determine the volume

of ice in the ocean. It is established that the main quantity of ice is formed in waters of the Siberian seas,

and the most intense melting occurs in the North European Basin, where the ice transported by the Trans-

polar Current through the Fram Strait enters the relatively warm water of the Greenland Sea, heated by the

North Atlantic Current. The formation of the absolute minimum of ice coverage in 2012 was promoted by the

anomalous position of the anticyclonic hydrological cycle - much closer to the Canadian coast. This resulted

in the fact that only a small part of the ice formed in the Siberian seas was involved into a weakened circula-

tion, while most of the ice in the stream of the Transpolar Current was transported through the Fram Strait

to the Greenland Sea. Statistical analysis of the results of numerical experiments demonstrated that the trend

towards a decrease in the volume of ice in the Arctic Ocean is primarily determined by the global warming,

and dynamic forcing exerts significant effect on local extremes.

Citation: Frolov I.E., Kulakov M.Yu., Filchuk K.V. Ice balance modeling in the Arctic Ocean in 1979-2019. Led i Sneg. Ice and Snow. 2022, 62 (1): 113-124.

[In Russian]. doi: 10.31857/S2076673422010120.

Поступила 23 июня 2021 г. / После доработки 11 октября 2021 г. / Принята к печати 23 декабря 2021 г.

Ключевые слова: Северный Ледовитый океан, изменение климата, морской лёд, численное моделирование, межгодовая изменчивость.

Для исследования изменчивости баланса льда Северного Ледовитого океана использовалась модель

совместной циркуляции вод и льдов. Результаты специальных численных экспериментов для пери-

ода с сентября 1979 г. по декабрь 2019 г. позволили установить некоторые географические особен-

ности процессов образования и таяния льда. Статистический анализ результатов показал, что тренд

на уменьшение объёма льда в Северном Ледовитом океане определяется в первую очередь глобаль-

ным потеплением, а на локальные экстремумы сильное влияние оказывает динамический форсинг.

Статья посвящается памяти Ивана Евгеньевича Фролова - выдающегося учёного-океанолога,

гляциолога, полярника, Заслуженного деятеля науки РФ, члена-корреспондента РАН, многолетнего

директора Арктического и Антарктического научно-исследовательского института - инициатора

и руководителя проекта, в рамках которого была выполнена одна из последних его работ.

Введение

лярное усиление [1]. Одновременно наблюда

ются сокращение в сезонном ходе площади и

Современное изменение климата характе

толщин морского льда и интенсификация дина

ризуется значительным ростом температуры в

мики морского льда, выражающаяся в увеличе

Арктике по сравнению с его глобальным ростом

нии скоростей дрейфа льда, его дивергенции и

(более чем в 2 раза). Это - так называемое по

конвергенции и перераспределении толщин, что

 113 

Морские, речные и озёрные льды

увеличивает риски ледового плавания при ин

результаты моделирования арктического льда в

тенсификации судоходства в Российской Аркти

XXI в. по 14 глобальным климатическим моде

ке [2]. Баланс морского льда, определяющийся

лям, авторы отметили большой разброс в резуль

изменением объёма льда в единицу времени в

татах, что объясняется, по их мнению, различи

фиксированной области, - ключевой индика

ями в параметризации альбедо на поверхности

тор климатических изменений. Он интегрирует

льда. В течение XXI в. все модели дают умень

как термические факторы (таяние и нарастание

шение объёма льда в результате увеличения пре

льда), так и динамические (адвекция, процессы

обладания таяния над ростом льда, который ча

торошения, наслоения, разрежения) в результа

стично компенсируется уменьшением выноса

те влияния атмосферы и океана.

в низкие широты. Несмотря на общее согла

В настоящее время дистанционные измерения

сие, модели значительно различаются по коли

объёма морского льда основаны на оценках спло

чественным оценкам потери объёма льда и от

чённости, возраста, теплового баланса поверх

носительной роли таяния и нарастания в этой

ности по данным мультиспектральных данных

потери. Продолжительность сезона таяния ко

искусственных спутников Земли (ИСЗ) и оцен

леблется от трёх до пяти месяцев, а в некоторых

ках толщины льда с привлечением альтиметри

моделях продолжается даже до ноября. Прогно

ческих и микроволновых данных. Однако даже

зируемые изменения в бюджетах морского льда

при самом полном обобщении дистанционных

частично зависят от начальных ледовых усло

измерений толщины льда остаются значительные

вий; моделям с более толстым исходным льдом

пространственно-временные лакуны. Выход из

обычно соответствуют бόльшие объёмные по

этой ситуации - привлечение методов численно

тери. Чистый транспорт (дивергенция) льда из

го моделирования, позволяющих получать коли

Арктики, как правило, имеющий меньшее воз

чественные оценки баланса льда за любой момент

действие на климатологический бюджет льда,

времени и в любом районе Арктики и тем самым

также сильно варьирует по всем моделям.

восполнять нехватку данных наблюдений.

Одно из первых исследований, в котором

Значительные усилия в области повыше

сравнивали результаты моделирования ледовых

ния качества моделирования ледово-гидро

условий в СЛО с широкомасштабными данными

логического режима Северного Ледовито

наблюдений, опубликовано в работе [7]. Его авто

го океана (СЛО) были предприняты в рамках

ры отмечали, что концентрация морского льда -

Международного проекта AOMIP (Arctic Ocean

наиболее предпочтительная величина для оценки

Model Intercomparison Project, http://www.whoi.

долгосрочных расчётов, так как это - единствен

edu/projects/AOMIP) [3] и его продолжения -

ный параметр климата, оперативно проверенный

проекта FAMOS (Forum for Arctic Modeling and

в течение длительного времени на всей аквато

Observational Synthesis) [4]. В работе [5] прове

рии Северного Ледовитого океана. Авторы со

дено сравнение результатов воспроизведения

поставляли результаты моделирования площади

ледовых условий в СЛО в период 1948-2000 гг.

морского льда в океане со спутниковыми наблю

различными моделями из AOMIP. Всего про

дениями в течение периода 1978-2001 гг. Была

тестировали шесть моделей. Приведём пять из

продемонстрирована способность модели AWI

них: Goddard Space Flight Center, GSFC; Institute

воспроизводить долгосрочный тренд и сезонную

of Ocean Science, IOS, Sydney, British Columbia;

изменчивость ледовитости СЛО.

Alfred Wegener Institute, AWI; Naval Postgraduate

Авторы работы [8] на основе модели цирку

School, NPS; University of Washington, UW,

ляции вод и льдов Массачусетского технологи

Seattle. Все модели продемонстрировали умень

ческого института исследовали потенциальное

шение площади льда, однако в меньшей степе

влияние термодинамического атмосферного воз

ни, чем дают наблюдения. Для большинства из

действия на межгодовую изменчивость сентябрь

моделей отмечаются проблемы с воспроизведе

ского минимума концентрации и объёма льда в

нием пространственного распределения толщи

Арктике для трёх периодов: 1980-1989, 1990-1999

ны морского льда, особенно для летнего периода.

и 2000-2009 гг. Результаты показали, что только

Проблемы в моделировании морского льда

крупные аномалии форсингов до начала весен

в СЛО также обсуждаются в работе [6]. Сравнив

него таяния в мае могут повлиять на характери

 114 

И.Е. Фролов и др.

стики сентябрьского морского льда, хотя даже

октябре по сравнению с наблюдениями более

небольшие изменения атмосферных переменных

чем в 4 раза. Модели не воспроизводят усло

в последующие месяцы могут существенно по

вия быстрого формирования припайного льда.

влиять на состояние морского льда в сентябре.

Вместо этого смоделированный припайный лёд

В частности, в арктических морях с июня по июль

заменяется паковым льдом, который дрейфует,

зона кромки льда очень чувствительна к термоди

образуя хребты увеличения толщины льда в до

намическим изменениям атмосферного воздей

полнение к его термодинамическому росту.

ствия. Напротив, объём льда очень чувствителен

Одно из важнейших свойств численных мо

к изменениям температуры воздуха, происходя

делей - её чувствительность к ошибкам в на

щим в тот же период в центральных частях Се

чальных условиях и форсингах. В работе [10]

верного Ледовитого океана. Сравнение чувстви

приводятся результаты специальных экспери

тельности морского льда в течение трёх разных

ментов на модели AARI-IOCM [11], направлен

периодов показывает, что из-за сильного сни

ные, в первую очередь, на исследование свойств

жения концентрации и толщины морского льда

модели. По результатам проведённых экспери

его площадь стала существенно более чувстви

ментов сделаны следующие выводы:

тельной к тем же амплитудным термодинами

1) модель достаточно адекватно воспроизво

ческим атмосферным форсингам, вызывающим

дит наблюдаемое в последние годы уменьшение

аномалии в течение 2000-2009 гг. по сравнению

площади и объёма ледяного покрова в СЛО;

с более ранними периодами. В мае и сентябре на

2) тепло из Атлантического океана, поступа

блюдаются самые сильные вклады различий по

ющее в струе Северно-Атлантического течения,

верхностных атмосферных температур в измене

не относится к ключевому фактору, формирую

ния концентрации и объёма льда. Наибольший

щему ледовитость океана;

вклад от нисходящего длинноволнового теплово

3) начальные условия по распределению льда

го потока в изменения концентрации происходит

существенно не влияют на результаты расчётов

в сентябре, а в изменения объёма - в июле-ав

ледовитости СЛО на период в несколько лет;

густе. Около 62% уменьшения площади, демон

4) даже если когда-нибудь весь лёд в Северном

стрируемой моделью, можно объяснить сумми

Ледовитом океане растает, то при существующем

рованием всех вкладов в термодинамическое

климате он через несколько лет восстановится;

атмосферное воздействие.

5) минимум ледовитости в СЛО, наблюдав

В работе [9] продолжается сравнение резуль

шийся в сентябре 2007 г., объясняется взаимным

татов моделирования различными моделями

однонаправленным действием термического и

морского льда с данными наблюдений. Авторы

динамического факторов, при этом роль тепло

использовали: данные наблюдений с проходя

вых и динамических процессов в формировании

щих судов (2004-2008 гг.), а также электромаг

ледовитости практически равнозначна.

нитных измерений с воздуха (2001-2009 гг.);

В работе [12] рассмотрены результаты чис

сведения от заякоренных станций в проли

ленных экспериментов на основе модели со

ве Фрама, Гренландском море и море Бофорта

вместной циркуляции льдов и вод AARI-IOCM

(1992-2008 гг.); материалы с подводных лодок

и данных реанализа NCEP/NCAR. Выполнен

(1975-2000 гг.); данные бурения в Арктическом

ные расчёты за период 2001-2012 гг. позволили

бассейне, морях Лаптевых и Восточно-Сибир

сделать вывод о вкладе циркуляционных меха

ском (1982-1986 гг.) и на прибрежных станциях

низмов в наблюдаемое уменьшение льда в Се

(1998-2009 гг.). Несмотря на различия в числен

верном Ледовитом океане. Показано, что резкое

ных методах, сеточных разрешениях, доменах,

уменьшение толщины льда вдоль северных по

форсингах и граничных условиях, все протести

бережий о. Гренландия и Канадского Арктиче

рованные модели обычно переоценивают тол

ского архипелага в первую очередь - следствие

щину льда тоньше 2 м и недооценивают толщину

межгодовой изменчивости циркуляции атмо-

льда более 2 м. В районах припая (мелководные

сферы, а не следствием потепления климата Се

сибирские моря с глубинами менее 25-30 м) мо

верной полярной области. В исследовании [13]

дели обычно переоценивают как толщину мор

приводятся результаты расчётов на модели АО-

ского льда, так и темпы роста льда в сентябре и

FVCOM на неструктурированной сетке с высо

 115 

Морские, речные и озёрные льды

ким пространственным разрешением (до 2 км)

изменяющаяся за счёт термического стаивания

морского льда в Арктике в период 1978-2014 гг.

и нарастания; h_h - толщина торосов; N_i - отно

Такая расчётная сетка разработана для лучше

сительная площадь ячейки, занятая льдом тол

го разрешения как топографических, так и ба

щиной h_i; N_h - относительная площадь, занятая

роклинных масштабов динамики океана вдоль

торосами; N_w - относительная площадь чистой

материкового склона и узких проливов. Моде

воды. За основу термодинамического блока мо

лируемый морской лёд хорошо согласуется с

дели принята квазистационарная нульмерная

наблюдаемым по доступным для оценки харак

модель морского льда, разработанная Б.В. Ива

теристикам - объёму, концентрации, скорости

новым и А.П. Макштасом [15]. Модель дрейфа

дрейфа, сезонной и межгодовой изменчивости,

льда основывается на упруго-вязко-пластиче

пространственному распределению.

ской реологии ледяного покрова, предложенной

Результаты моделирования площади морских

в работе [16].

льдов в Арктике двумя последними поколения

В настоящее время модель AARI-IOCM адап

ми глобальных климатических моделей CMIP3

тирована ко всей акватории СЛО и прилегаю

и CMIP5 в XX и XXI вв. сравниваются в рабо

щей части Северной Атлантики (до 44° с.ш.) на

те [14]. Отмечается, что ускорившееся сокраще

равномерной прямоугольной сетке с простран

ние площади морских льдов в СЛО в последнее

ственным разрешением 13,8 км. По вертикали -

десятилетие не полностью воспроизводится мо

разрешение переменное, расчёт проводится на

делями. Причины этого - вклад естественной

33 горизонтах. На модели AARI-IOCM основаны

долгопериодной изменчивости в наблюдаемый

технологии расчёта и краткосрочного прогноза

тренд, недостаточная чувствительность моделей

уровня моря, течений и дрейфа льда в Северном

к заданному внешнему воздействию, занижен

Ледовитом океане и его морях. Она используется

ные оценки внешнего воздействия на климат.

для обеспечения прогнозами наиболее значимых

Задачи настоящей работы - выявление вкла

проектов в Арктике: МЛСП «Приразломная»,

да термических и динамических форсингов в из

Ямал СПГ (Сабетта), «Сахалин-1» и др. В послед

менчивость баланса льда в Северном Ледовитом

нее время модель успешно используется в опера

океане в эпоху современного потепления с по

тивной технологии прогноза айсбергов [17].

мощью численных экспериментов на модели со

В целом ряде работ [10-12] показано, что

вместной циркуляции вод и льдов этого океана.

AARI-IOCM достаточно хорошо воспроизводит

ледовитость и циркуляцию вод и льдов в Север

ном Ледовитом океане в режиме продолжитель

Постановка задачи

ных диагностических расчётов. Рассчитанные

на модели режимные характеристики циркуля

Для проведения численных эксперимен

ции вод использовались при создании ряда атла

тов была выбрана модель совместной цирку

сов: «Атлас гидрометеорологических и ледовых

ляции вод и льдов Северного Ледовитого оке

условий морей Российской Арктики» [18], «На

ана AARI-IOCM (Arctic and Antarctic Research

циональный Атлас Арктики» [19], Атлас «Эко

Institute - Ice and Ocean Circulation Model) [11].

системы Берингова пролива и факторы антро

AARI-IOCM представляет собой результат объ

погенного воздействия» [20]. Модель постоянно

единения трёх моделей: трёхмерной бароклин

верифицируется по всем доступным данным наб-

ной модели циркуляции вод, модели дрейфа ле

людений. Недавно появилась возможность ве

дяного покрова и термодинамической модели

рифицировать результаты моделирования по ре

морского льда. Океанский блок - это модель

зультатам попутных натурных наблюдений за

циркуляции вод в примитивных уравнениях, в

толщиной льда, выполненных в СЛО с помощью

приближениях гидростатики и Буссинеска, ре

судового телеметрического комплекса (СТК) [21].

ализованная на z-координатах со свободной по

Так, было проведено сопоставление рассчитан

верхностью и разделённая на баротропную (дву

ного распределения толщины льда и наблюдений

мерную) и бароклинную моды. Ледяной покров

за толщиной льда с помощью СТК с ледокола

в модели описывается следующими характери

«50 лет Победы» в приполюсном районе в июле

стиками: h_i - средняя толщина ровного льда,

2011 г., которое показало, что модель верно вос

 116 

И.Е. Фролов и др.

Рис. 1. Сопоставление наблюдений и результатов расчётов.

а - минимальная ежегодная ледовитость в период 1980-2020 гг.: 1 - данные наблюдений [22]; 2 - результаты расчётов;

распределение льда в Северном Ледовитом океане в сентябре 2019 г. по данным [23] (б): 3 - старый лёд; 4 - молодой лёд;

5 - нилас; 6 - чисто; по результатам расчётов (в): 7 - толщина льда более 1 м; 8 - толщина льда менее 1 м; 9 - чисто

Fig. 1. Comparison of observations and calculation results.

а - minimum annual ice cover in the period 1980-2020: 1 - observational data [22], 2 - calculation results; ice distribution in the

Arctic Ocean in September 2019 according to [23] (б): 3 - old ice; 4 - young ice; 5 - nilas; 6 - ice free; and calculation results (в):

7 - ice thickness more than 1 m; 8 - less than 1 m; 9 - clean

производит как основные особенности простран

Ocean Atlas (WOA05). Результаты расчётов пока

ственного распределения толщины льда в СЛО,

зали, что модель воспроизводит основные осо

так и непосредственно сами их величины.

бенности сезонной и межгодовой изменчиво

На модели AARI-IOCM был выполнен диаг-

сти ледяного покрова СЛО. Один из основных

ностический расчёт ледовых условий в СЛО для

показателей, позволяющих оценить современ

периода с сентября 1979 г. по декабрь 2019 г.

ную тенденцию состояния ледяного покрова, -

В качестве внешнего атмосферного форсинга

временнóй ход годового минимума его площади,

использовались данные реанализа ERA-5 Ев

который, как правило, приходится на сентябрь.

ропейского центра среднесрочных прогно

На рис. 1 приведено сравнение изменчиво

зов ECMWF с пространственным разрешени

сти годовых минимумов, полученных по наблю

ем 0,25° × 0,25° и временным разрешением три

дениям NSIDC [22] и результатам проведённых

часа (https://www.ecmwf.int/en/forecasts/datasets/

расчётов на модели AARI-IOCM. Видно, что ре

reanalysis-datasets/era5). В качестве граничных

зультаты моделирования хорошо воспроизводят

условий использованы среднемесячные сред

современную изменчивость площади морско

немноголетние значения расходов 17 основных

го льда СЛО. В начале расчёта модель занижа

рек, впадающих в СЛО. Начальное условие по

ла минимальную площадь льдов, однако посте

температуре и солёности воды взято из World

пенно эта разница уменьшалась, что указывает

 117 

Морские, речные и озёрные льды

на постепенное согласование теплового состоя

Анализ результатов

ния всей толщи океана и морского льда с атмо-

сферным форсингом. Хорошим подтверждением

Объём морского льда - ключевой индикатор

качества модельных расчётов служит также не

климатических изменений. Он интегрирует как

плохое соответствие рассчитанной и наблюдён

термические (таяние и нарастание льда), так и ди

ной площадей морского льда осенью 2019 г. За

намические факторы (адвекция, процессы торо

сорок лет модельного времени без всякой асси

шения, наслоения, разрежения) в результате влия

миляции была получена очень реальная измен

ния атмосферы и океана. Для лучшего понимания

чивость ледовых условий СЛО. На основании

происходящих процессов в нашем численном экс

выполненных сравнений можно утверждать, что

перименте было введено понятие ледового года.

полученные результаты соответствует современ

Под этим термином будем понимать промежуток

ным представлениям о климатических измене

времени с 16 сентября по 15 сентября следующе

ниях в Арктике.

го года, т.е. период, за который лёд от наименьше

В процессе вычислений были рассчитаны

го своего объёма совершает квазигармонический

и сохранены для дальнейшего статистического

цикл. На рис. 2 представлено среднее поле разни

анализа поля основных характеристик ледяно

цы между образованием и таянием льда за ледо

го покрова СЛО (сплочённость, толщина льда,

вый год. Хорошо видно, что основное количество

средняя толщина льда, торосистость) с полуме

льда образуется на акваториях окраинных морей.

сячной временнóй дискретностью и с простран

В шельфовых морях небольшие глубины не по

ственным разрешением 13,8 км. Кроме того,

зволяют накопить за летние месяцы значительный

сохранялись поля дрейфа льда, а также поля ин

теплозапас, препятствующий льдообразованию,

тегральных величин образования и таяния льда.

но самое главное - близость берега способству

Рис. 2. Средняя за период 1980-2020 гг. разница между образованием и таянием льда в Северном Ледовитом

океане за ледовый год, м

Fig. 2. Average for the period 1980-2020 the difference between the formation and melting of ice in the Arctic Ocean

for an ice year, m

 118 

И.Е. Фролов и др.

ет образованию полыней. Для арктических морей

тической воды на ледовитость СЛО. Несколько

характерно наличие припая вдоль берега, поэто

выделяется зона повышенного таяния на северо-

му и полыньи там исторически носят название за

востоке Восточно-Сибирского моря. В этом рай

припайных. К сожалению, современные модели

оне не наблюдаются тёплые воды, а повышенное

не могут адекватно воспроизводить процессы ста

таяние определятся особенностями дрейфа льда,

новления и взлома припая. Однако модель хоро

благодаря которым в летние месяцы здесь рас

шо воспроизводит полыньи непосредственно от

полагается Айонский ледовый массив, который

берега, что незначительно меняет феноменологию

и вытаивает здесь под действием атмосферного

процесса и позволяет использовать термин запри

тепла и солнечной радиации. Интересная карти

пайные полыньи в нашем исследовании.

на наблюдается и в акватории Баренцева моря.

Заприпайная полынья - это пространство

На северо-западе моря выделяется область повы

чистой воды и молодых льдов, расположенное

шенного таяния, обусловленная переносом в этот

непосредственно за кромкой припая и образо

район льдов в струе холодного течения Персея из

ванное в основном под действием ветра, отжима

Арктического бассейна через пролив между ар

ющего плавучие льды. Стационарные заприпай

хипелагами Шпицберген и Земля Франца-Иоси

ные полыньи наблюдаются зимой и весной почти

фа. На юго-востоке моря превышение таяния над

во всех Арктических морях. Они покрываются

льдообразованием обеспечивается адвекцией тёп-

молодым льдом и вновь взламываются, но не

лой воды в Колгуево-Печорском течении.

редко непрерывной полосой шириной в десятки

Формирование толщины льда в СЛО связа

и длиной в сотни километров окаймляют припай

но не только с термодинамическими процессами,

или ледник. Однако система полыней в морях

большое влияние на неё оказывают динамические

Лаптевых и Восточно-Сибирском - это особое

факторы. На рис. 3, а представлен рассчитанный

явление и не зря она получила название Великой

временнóй ход средних по всему океану толщин

Сибирской полыньи. Известна она и как «фабри

льда. Толщина ровного льда определяется только

ка льда». На чистой воде в полынье быстро обра

термодинамическими процессами, а средняя тол

зуется молодой лёд, который затем под действием

щина льда рассчитывается с учётом торосов, воз

отжимного дрейфа переносится на север, где он

никших в результате динамических процессов. Из

формирует гряды торосов при взаимодействии с

рис. 3, а видно, что и ровная, и средняя толщины

толстым более старым льдом, а на освободившей

имеют тенденцию к уменьшению. Объясняется

ся ото льда части полыньи снова нарастает лёд.

это тем, что, хотя торосы и образуются в результа

Превышение таяния над нарастанием льда

те чисто динамического процесса - конвергенции

наблюдается в районах, подверженных влиянию

дрейфа льда, в дальнейшем они эволюционируют

относительно тёплых вод, поступающих из со

в результате термодинамических процессов.

предельных акваторий. В Чукотском море хоро

Распределение толщины ровного льда и сред

шо выделяется зона влияния тихоокеанских вод,

ней (с учётом торосов) толщины по акватории

поступающих туда через Берингов пролив. Наи

СЛО в сентябре 2007 г. показано на рис. 3. Мак

более интенсивное таяние происходит в Северо-

симальная толщина ровного льда (более 1 м) на

Европейском бассейне, где лёд, вынесенный ин

ходится в зоне антициклонического круговорота

тенсивным и квазипостоянным Трансполярным

(см. рис. 3, б). Скорость образования льда в этом

течением через пролив Фрама, попадает на отно

районе невелика (см. рис. 2), однако лёд здесь

сительно тёплую воду Гренландского моря, по

может циркулировать годами, постепенно нара

догреваемого Северо-Атлантическим течением.

щивая свою толщину. Торосы образуются в зонах

В последнее время большое внимание уде

значительной конвергенции дрейфа льда. Осо

ляется району севернее архипелага Шпицбер

бенность дрейфа льда в Северном Ледовитом оке

ген. Здесь повышенное таяние льда определяет

ане приводит к тому, что наибольшее количество

ся притоком тёплой воды, поступающей через

торосов наблюдается у северного побережья Ка

пролив Фрама с водами Западно-Шпицберген

нады и Гренландии. Именно в этом районе дрейф

ского течения. Авторы работы [24] считают, что

льда имеет устойчивую нормальную к береговой

в этом районе возможна глубокая конвекция, ко

черте компоненту на периферии антициклониче

торая способствует увеличению влияния атлан

ского круговорота и в правой части Трансаркти

 119 

Морские, речные и озёрные льды

Рис. 3. Рассчитанные толщина ровного (1) и средняя толщина (с учётом торосов) (2) льда (а) и распределе

ние средней (с учётом торосов) толщины (б) и толщины ровного льда (в) в сентябре 2007 г., см

Fig. 3. Calculated thickness of flat (1) and average thickness (including hummocks) (2) ice (a), distribution of average

(including hummocks) ice thickness (б) and thickness of flat ice (в) in the Arctic Ocean in September 2007, cm

ческого течения. Значительные концентрации

можно, и определили существенную разность в

торосов могут образовываться и в других районах

минимальной ледовитости в эти годы. В первую

СЛО, в частности, у островов на акватории ар

очередь, обращает на себя внимание разница в

ктических морей при прохождении глубоких ци

положении центра антициклонического кругово

клонов. Однако это происходит периодически и,

рота в Амеразийском бассейне. В 1987 г. он был

как правило, там они вытаивают в тёплый пери

аномально близок к сибирскому берегу, при этом

од года или выносятся в другие районы. У побе

бόльшая часть льда, образовавшегося на «фабри

режья Канады и Гренландии таяние льда, в част

ке льда» на шельфе морей Восточно-Сибирского

ности торосов, практически не происходит и лёд

и Лаптевых, вовлекалась в этот круговорот и цир

наблюдается в любое время года. Это приводит к

кулировала там продолжительное время. В 2012 г.

тому, что средняя толщина льда здесь даже в сен

центр круговорота находился значительно ближе

тябре может превышать 3 м (см. рис. 3, б).

к канадскому побережью. Это приводило к тому,

Большую роль в балансе льда в Северном Ле

что только незначительная часть льда из сибир

довитом океане играет дрейф. Выполненные вы

ских морей вовлекалась в ослабленный круго

числения позволяют оценить роль дрейфа льда в

ворот, в то время как бόльшая часть льда в струе

межгодовых изменениях баланса льда. На рис. 4

Трансарктического течения переносилась к про

приведено сопоставление полей среднего дрей

ливу Фрама. В 1987 ледовом году через пролив

фа за ледовые года 1986-1987 и 2011-2012 (для

Фрама по результатам вычислений было выне

наглядности приведён только каждый десятый

сено 1225 км³ льда. В 2012 г. вынос льда был ещё

вектор). Эти периоды выбраны из-за того, что в

интенсивнее и составил 1793 км³. Эта величина

1987 г. был зафиксирован максимум за период

оказалась наибольшей после 1995 г. (2039 км³).

вычислений, а в 2012 г. - абсолютный минимум

На рис. 4 видно, что лёд в 2012 г. перемещался не

ледовитости СЛО. Рис. 4 позволяет качественно

только в струе холодного Восточно-Гренландско

оценить различия в дрейфе льда, которые, воз

го течения, но в значительной степени отклонялся

 120 

И.Е. Фролов и др.

Рис. 4. Положение центров ан-

тициклонического круговорота

(точки) и поля среднего дрейфа

льда в 1987 (красный) и 2012 (чёр

ный) ледовые годы

Fig. 4. Position of the centers of the

anticyclonic gyre (points) and the

field of average ice drift in the 1987

(red) and 2012 (black) ice years

и на восток, в Норвежское море, где быстро таял

открывать или закрывать полыньи и разводья, пе

в тёплых водах Северо-Атлантического течения.

реносить лёд на тёплую воду, формировать в той

Для исследования причины современной из

или иной степени торосы. Такая сложная фено

менчивости баланса льда в Северном Ледовитом

менология не позволяет выработать какой-либо

океане проведён корреляционный анализ ряда

репрезентативный индикатор интенсивности и

ежегодных минимальных значений объёма льда в

направленности динамического форсинга. Одна

СЛО V_i (рис. 5) с факторами, его определяющими.

ко модели позволяют проводить различные чис

Для выявления вклада теплового фактора в баланс

ленные эксперименты для помощи в изучении

льда был рассчитан по данным ERA5 ряд среднего

процессов, происходящих в природе.

довых (ледовый год) значений температуры возду

Для выявления вклада динамических про

ха в Арктике (район севернее 65° с.ш.) (см. рис. 5).

цессов в баланс льда Северного Ледовитого оке

Статистический совместный анализ этих рядов за

ана был выполнен специальный модельный экс

фиксировал очень тесную связь с коэффициентом

перимент. На модели AARI-IOCM был проведён

корреляции R = -0,88. Однако после удаления из

ещё один расчёт ледовых условий в СЛО для пе

рядов средней температуры воздуха в Арктике и

риода 1979-2019 гг. Особенность этого расчёта

минимальных объёмов льда линейных трендов -

состояла в том, что все форсинги, определяю

0,071 °С/год и -0,153 тыс. км³/год соответственно,

щие термодинамические процессы, задавались

коэффициент корреляции значительно уменьшил

постоянно повторяющимся рядом с октября

ся и составил R = -0,52. Это показывает, что тепло

1986 по сентябрь 1987 г. и только атмосферное

вой фактор определяет в основном долгопериод

давление и ветер задавались как в обычном диа

ную изменчивость объёма льда в СЛО.

гностическом расчёте. Ледовый 1986-1987 год

Влияние динамического атмосферного фак

был самым холодным за рассматриваемый пе

тора на баланс льда в СЛО установить значитель

риод, и в 1987 г. наблюдался наибольший среди

но сложнее, чем скалярной температуры воздуха.

минимальных объём льда (см. рис. 1). Наибо

Как уже отмечалось, приземный ветер может уси

лее интересным результатом этого эксперимента

ливать или ослаблять вынос льда через проливы,

стал ряд ежегодных минимальных значений объ

 121 

Морские, речные и озёрные льды

Рис. 5. Минимальный объём льда

в Северном Ледовитом океа

не (1), среднегодовая температура

в Арктике (2), объём льда, рас

считанный при постоянном тем

пературном форсинге 1987 г. (3) и

восстановленный по уравнению

регрессии минимальный объём

льда (4)

Fig. 5. The minimum volume of

ice in the Arctic Ocean (1), the av

erage annual temperature in the

Arctic (2), the volume of ice calcu

lated at constant temperature forc

ing in 1987 (3), and the minimum

volume of ice restored according to

the regression equation (4)

ёма льда в СЛО (см. рис. 5), изменчивость кото

что основное количество льда образуется на аква

рого определялась только колебаниями динами

ториях окраинных морей, а наиболее интенсив

ческого форсинга. Статистический совместный

ное таяние происходит в Северо-Европейском

анализ этого ряда с рядом ежегодных минималь

бассейне, на акваториях Баренцева и Чукотско

ных значений объёма льда в СЛО, полученным

го морей, куда поступают относительно тёплые

при диагностическом расчёте, дал также очень

воды из сопредельных океанов, а также на севе

высокий коэффициент корреляции - R = -0,86.

ро-востоке Восточно-Сибирского моря, где под

Множественный регрессионный ана

действием атмосферного тепла и солнечной ра

лиз позволил получить следующее уравнение

диации вытаивает Айонский ледовый массив.

V_i = -14,33 - 1,38T_a + 1,08Vi-1987, определяю

Формированию абсолютного минимума ледо

щее минимальный объём льда в Северном Ле

витости в 2012 г. способствовало аномальное по

довитом океане V_i через среднюю температуру

ложение антициклонического круговорота зна

воздуха в Арктике T_a и условный динамический

чительно ближе к канадскому побережью. Это

фактор Vi-1987, рассчитанный в последнем чис

приводило к тому, что только незначительная часть

ленном эксперименте. Восстановленный по

льда, образовавшегося в сибирских морях, вовле

этому уравнению ряд минимальных значений

калась в ослабленный круговорот, в то время как

объёма льда приведён на рис. 5, а коэффициент

бόльшая часть льда в струе Трансарктического те

корреляции этого ряда с рассчитанным по моде

чения переносилась через пролив Фрама в Грен

ли AARI-IOCM рядом ежегодных минимальных

ландское море. Статистический анализ результа

значений объёма льда имеет очень высокую ве

тов численных экспериментов показал, что тренд

личину R = 0,96.

на уменьшение объёма льда в Северном Ледовитом

океане определяется в первую очередь глобальным

потеплением, а на локальные экстремумы большое

Заключение

влияние оказывает динамический форсинг, при

чём только за его счёт минимальный объём льда в

Результаты выполненных на модели совмест

океане может изменяться более чем на 3 тыс. км³.

ной циркуляции вод и льдов Северного Ледови

того океана AARI-IOCM оригинальных числен

Благодарности. Работа выполнена при финансовой

ных экспериментов подтвердили известные и

поддержке Российского Фонда фундаментальных

позволили выявить ряд новых закономерностей

исследований в рамках проекта № 18-05-60048.

в изменчивости баланса льда в Северном Ледови

Acknowledgments. The reported study was funded by

том океане на рубеже XX и XXI вв. Установлено,

RFBR according to the research project № 18-05-60048.

 122 

И.Е. Фролов и др.

Литература

References

1. Bekryaev R.V., Polyakov I.V., Alexeev V.A. Role of polar

1. Bekryaev R.V., Polyakov I.V., Alexeev V.A. Role of

amplification in long-term surface air temperature

polar amplification in long-term surface air temper

variations and modern arctic warming // Journ. of

ature variations and modern arctic warming. Journ.

Climate. 2010. V. 23 (14). P. 3888-3906. https://doi.

of Climate. 2010, 23 (14): 3888-3906. https://doi.

org/10.1175/2010JCLI3297.1.

2. Mironov Ye.U., Klyachkin S.V., Benzeman V.Yu., Ad-

amovich N.M., Gorbunov Yu.A., Egorov A.G.,

Yulin A.V., Panov V.V., Frolov S.V. Ice phenomena

threating Arctic shipping. Backbone Publishing Com

pany, USA, 2012. 196 p.

pany, USA. 2012: 196 p.

3. Proshutinsky A., Aksenov J., Kinney C., Gerdes R., Gol-

3. Proshutinsky A., Aksenov Y., Clement Kinney J.,

ubeva E., Holland D., Holloway G., Jahn A., John-

Gerdes R., Golubeva E., Holland D., Holloway G.,

son M., Popova E., Steele M., Watanabe E. Recent ad

Jahn A., Johnson M., Popova E., Steele M., Wata-

vances in Arctic Ocean studies employing models from

nabe E. Recent advances in Arctic Ocean studies em

the Arctic Ocean Model Intercomparison Project //

ploying models from the Arctic Ocean Model Inter

Oceanography. 2011. V. 24 (3). P. 102-113. http://

comparison Project. Oceanography. 2011, 24 (3): 102-

dx.doi.org/10.5670/oceanog.2011.61.

113. http://dx.doi.org/10.5670/oceanog.2011.61.

4. Proshutinsky A., Steele M., Timmermans M.-L. Forum

for Arctic Modeling and Observational Synthe

for Arctic Modeling and Observational Synthesis

sis (FAMOS): Past, current, and future activities //

(FAMOS): Past, current, and future activities. Journ.

Journ. of Geophys. Research: Oceans. 2016. V. 121 (6).

of Geophys. Research: Oceans. 2016, 121 (6): 3803-

P. 3803-3819. https://doi.org/10.1002/2016JC011898.

3819. https://doi.org/10.1002/2016JC011898.

5. Gerdes R., Koberle C. Comparison of Arctic sea ice

thickness variability in IPCC Climate of the 20th cen

thickness variability in IPCC Climate of the 20th

tury experiments and in ocean-sea ice hindcasts //

century experiments and in ocean-sea ice hindcasts.

Journ. of Geophys. Research: Oceans. 2007. V. 112.

Journ. of Geophys. Research: Oceans. 2007, 112:

C04S13. http://dx.doi.org/10.1029/2006JC003616.

6. Holland M.M., Serreze M.C., Stroeve J. The sea ice mass

budget of the Arctic and its future change as simulated

budget of the Arctic and its future change as simulated by

by coupled climate models // Climate Dynamics. 2010.

coupled climate models. Climate Dynamics. 2010, 34:

V. 34. Р. 185-200. http://dx.doi.org/10.1007/s00382-

185-200. http://dx.doi.org/10.1007/s00382-008-0493-4.

008-0493-4.

7. Kauker F., Gerdes R., Karcher M., Koberle C., Lieser J.L.

7. Kauker F., Gerdes R., Karcher M., Koberle C., Lies-

Variability of Arctic and North Atlantic sea ice: A com

er J.L. Variability of Arctic and North Atlantic sea ice:

bined analysis of model results and observations from

A combined analysis of model results and observa

1978 to 2001. Journ. of Geophys. Research: Oceans. 2003,

tions from 1978 to 2001 // Journ. of Geophys. Re

108 (C6): 3182. https://doi.org/10.1029/2002JC001573.

search: Oceans. 2003. V. 108 (C6). 3182. http://dx.doi.

8. Koldunov N.V., Köhl A., Stammer D. Properties of ad

org/10.1029/2002JC001573.

joint sea ice sensitivities to atmospheric forcing and

8. Koldunov N.V., Köhl A., Stammer D. Properties of adjoint

implications for the causes of the long term trend of

sea ice sensitivities to atmospheric forcing and impli

Arctic sea ice. Climate Dynamics. 2013, 41: 227-241.

cations for the causes of the long term trend of Arctic

https://doi.org/10.1007/s00382-013-1816-7.

sea ice // Climate Dynamics. 2013. V. 41. P. 227-241.

9. Johnson M., Proshutinsky A., Aksenov Ye., Nguyen A.T.,

https://doi.org/10.1007/s00382-013-1816-7.

Lindsay R., Haas C., Zhang J., Diansky N., Kwok R.,

9. Johnson M., Proshutinsky A., Aksenov Ye., Nguyen A.T.,

Maslowski W., Hakkinen S., Ashik I., de Cuevas B.

Lindsay R., Haas C., Zhang J., Diansky N., Kwok R.,

Evaluation of Arctic sea ice thickness simulated by

Maslowski W., Hakkinen S., Ashik I., de Cuevas B. Eval

Arctic Ocean Model Intercomparison Project mod

uation of Arctic sea ice thickness simulated by Arctic

els. Journ. of Geophys. Research. 2012, 117: C00D13.

Ocean Model Intercomparison Project models // Journ.

https://doi.org/10.1029/2011JC007257.

of Geophys. Research: Oceans. 2012. № 117. C00D13.

10. Kulakov M.Yu., Makshtas A.P., Shutilin S.V. Model es

https://ntrs.nasa.gov/search.jsp?R=20110012877.

timates of the sensitivity of the ice cover of the Arctic

10. Кулаков М.Ю., Макштас А.П., Шутилин С.В. Мо

Ocean to changes in forcing. Problemy Arktiki i Antark-

дельные оценки чувствительности ледяного по

tiki. Problems of Arctic and Antarctic. 2012, 3 (93):

крова Северного Ледовитого океана к изменениям

66-74. [In Russian].

форсингов // Проблемы Арктики и Антарктики.

11. Kulakov M.Yu., Makshtas A.P., Shutilin S.V. AARI -

2012. № 3 (93). C. 66-74.

IOCM - Model of the Arctic Ocean Water and Ice

11. Кулаков М.Ю., Макштас А.П., Шутилин С.В.

Circulation. Problemy Arktiki i Antarktiki. Problems of

AARI-IOCM - совместная модель циркуляции вод

Arctic and Antarctic. 2012, 2 (92): 6-18. [In Russian].

 123 

Морские, речные и озёрные льды

и льдов Северного Ледовитого океана // Проблемы

12. Kulakov M.Yu., Makshtas A.P. The role of ice drift in

Арктики и Антарктики. 2012. № 2 (92). C. 6-18.

the formation of the ice cover of the Arctic Ocean at

12. Кулаков М.Ю., Макштас А.П. Роль дрейфа льда в

the beginning of the XXI century. Problemy Arktiki i

формировании ледяного покрова Северного Ле

Antarktiki. Problems of Arctic and Antarctic. 2013, 2

довитого океана в начале XXI века. // Проблемы

(96): 67-75. [In Russian].

Арктики и Антарктики. 2013. № 2 (96). С. 67-75.

13. Zhang Yu., Changsheng Chen, Robert C. Beardsley,

13. Zhang Yu., Changsheng Chen, Robert C. Beardsley, Guop-

Guoping Gao, Jianhua Qi, Huichan Lin. Seasonal and

ing Gao, Jianhua Qi, Huichan Lin. Seasonal and in

interannual variability of the Arctic sea ice: A compari

terannual variability of the Arctic sea ice: A compari

son between AO-FVCOM and observations. Journ. of

son between AO-FVCOM and observations // Journ.

Geophys. Research: Oceans. 2016, 121 (11): 8320-

of Geophys. Research: Oceans. 2016. V. 121 (11).

8350. https://doi.org/10.1002/2016JC011841.

P. 8320-8350. https://doi.org/10.1002/2016JC011841.

14. Semenov V.A., Martin T., Behrens L.K., Latif M., Astafie-

14. Семенов В.А., Мартин Т., Беренс Л.К., Латиф М.,

va E.S. Arctic sea ice area changes in CMIP3 and CMIP5

Астафьева Е.С. Изменения площади арктических

climate models’ ensembles. Led i Sneg. Ice and Snow. 2017,

морских льдов в ансамблях климатических моде

57 (1): 77-107. doi: 10.15356/2076-6734-2017-1-77-107.

лей CMIP3 и CMIP5 // Лёд и Снег. 2017. Т. 57. № 1.

15. Ivanov B.V., Makshtas A.P. Quasi-stationary zero-di

С. 77-107. doi: 10.15356/2076-6734-2017-1-77-107.

mensional model of the Arctic ice. Trudy AANII. Proc.

15. Иванов Б.В., Макштас А.П. Квазистационар

AARI. 1990, 420: 18-31. [In Russian].

ная нульмерная модель арктических льдов // Тр.

16. Hunke E.C., Dukowicz J.K. An Elastic-Viscous-Plastic

ААНИИ. 1990. Вып. 420. С. 18-31.

Model for Sea Ice Dynamics. Journ. of Physical Oceanog

16. Hunke E.C., Dukowicz J.K. An Elastic-Viscous-Pla

raphy. 1997, 27: 1849-1867. https://doi.org/10.1175/1520-

stic Model for Sea Ice Dynamics // Journ. of Physi

0485(1997)027<1849:AEVPMF>2.0. CO;2.

cal Oceanography. 1997. V. 27. P. 1849-1867. https://

17. Kulakov M.Yu., Demchev D.M. Simulation of Iceberg Drift

doi.org/10.1175/1520-0485(1997)027<1849:AEVPMF>

as a Component of Ice Monitoring in the West Arctic.Rus

2.0. CO;2.

sian Meteorology and Hydrology. 2015, 40 (12): 807-813.

17. Кулаков М.Ю., Демчев Д.М. Моделирование дрей

18. Atlas gidrometeorologicheskih i ledovyh uslovij morej

фа айсбергов как часть ледового мониторинга в

Rossijskoj Arktiki. Atlas of hydrometeorological and

западной Арктике // Метеорология и гидрология.

ice conditions of the Russian Arctic seas. Eds.: Pav

2015. № 12. С. 47-55.

lov V.A., Verbitskaya O.A., Mironov E.U., Tara

18. Атлас гидрометеорологических и ледовых усло

sov P.A., Kornishin К.А. Moscow. ZAO Izdatelstvo

вий морей Российской Арктики / Под ред. Павло

«Neftianoe Hozyaistvo» «Oil Industry Publishing»,

ва В.А., Вербицкой О.А., Миронова Е.У., Тарасо

2015: 102 p. [In Russian].

ва П.А., Корнишина К.А. М.: ЗАО Изд-во «Неф-

19. Nacional'nyj Atlas Arktiki. National Atlas of the Arc

тяное хозяйство», 2015. 102 с.

tic. Moscow: АО «Roskartografia», 2017: 700 p. [In

19. Национальный Атлас Арктики. М.: АО «Роскар

Russian].

тография», 2017. 700 с.

20. Aleksandrov E.I., Andronov P.Yu., Blinovskaya Ya.

Yu., Bloshkina E.V., Bryazgin N.N., Grinfeld Yu.S.,

Datsky A.V., Dementyev A.A., Dymov V.I., Zhurav-

el V.I., Karklin V.P., Konyukhov N.B., Kuznetsova D.M.,

el V.I., Karklin V.P., Konyukhov N.B., Kuznetso-

Kulakov M.Yu., Makhotin M.S., Moiseev A.R., Pla-

va D.M., Kulakov M.Yu., Makhotin M.S., Moiseev A.R.,

tonov N.G., Razzhivin V.Yu., Smolianitsky V.M., So-

Platonov N.G., Razzhivin V.Yu., Smolianitsky V.M., So-

lovyev B.A., Stanovoy V.V., Syroechkovsky Ye.Ye., Sil-

chuk K.V., Fomin S.Yu., Chikina M.V., Yulin A.V.

chuk K.V., Fomin S.Yu., Chikina M.V., Yulin A.V. Eco

Ecosystems of the Bering Strait and Factors of Anthro

systems of the Bering Strait and Factors of Anthropo

pogenic Impact. M.: WWF-Russia, 2019: 282 p.

genic Impact. M.: WWF-Russia, 2019. 282 p.

21. Alekseeva T.A., Serovetnikov S.S., Frolov S.V., Soko-

21. Алексеева Т.А., Сероветников С.С., Фролов С.В.,

lov V.T. Ice conditions of the cruise of the nuclear-pow

Соколов В.Т. Ледовые условия плавания а/л «50 лет

ered icebreaker «50 Let Pobedy» along the Franz Josef

Победы» по маршруту Земля Франца-Иосифа -

Land - North Pole route in the summer of 2018. Ros-

Северный полюс в летний период 2018 года //

sijskaya Arktika. Rossiyskaya Arktika. 2018, 2: 31-40.

Российская Арктика. 2018. Т. 2. С. 31-40.

[In Russian].

22. Электронный ресурс https://nsidc.org/arcticseaicenews/.

22. https://nsidc.org/arcticseaicenews/.

23. Электронный ресурс http://www.aari.ru/main.

23. https://nsidc.org/arcticseaicenews/http://www.aari.

php?lg=0&id=94.

ru/main.php?lg=0&id=94.

24. Ivanov V., Alexeev G.V., Koldunov N.V., Repina I.A., San-

24. Ivanov V., Alexeev G.V., Koldunov N.V., Repina I.A.,

doe A.B., Smedsrudand L.H., Smirnov A. Arctic Ocean

Sandoe A.B., Smedsrud L.H., Smirnov A. Arctic Ocean

Heat Impact on Regional Ice Decay: A Suggested Posi

Heat Impact on Regional Ice Decay: A Suggested Pos

tive Feedback // Journ. of Physical Oceanography. 2016.

itive Feedback .Journ. of Physical Oceanography. 2016,

V. 46. P. 1437-1456. Doi: 10.1175/JPO-D-15-0144.1

46: 1437-1456. doi: 10.1175/JPO-D-15-0144.1.

 124 