Изменчивость толщины морского льда в конце летнего периода в 1991-2001 гг (статья GRL)

Christian Haas, Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research, Bremerhaven, Germany
GEOPHYSICAL RESEARCH LETTERS, VOL. 31, L09402, doi:10.1029/2003GL019394, 2004
Перевод — Татьяны Алексеевой.
Вы можете  скачать и оригинал статьи

Изменчивость толщины морского льда в конце летнего периода в районе Арктического Трансполярного дрейфа в 1991-2001 гг. по данным наземного электромагнитного зондирования.

В настоящей работе сравниваются распределения толщин больших ледяных полей в районе Трансполярного дрейфа между Шпицбергеном и Северным полюсом, полученные в 1991, 1996, 1998 и 2001 годах. Эти данные получены путем бурения и электромагнитного зондирования. Результаты показали сильную межгодовую изменчивость со значительным снижением толщин в 1998 и 2001 гг. Средние значения понижаются на 22.5%: от 3.11 метров в 1991 до 2.41 м в 2001; а модальные толщины на 22%: с 2.50 м в 1991 до 1.95 м в 2001 г. Модальная толщина представляет собой толщину ровного льда, а наблюденное снижение значений отражает изменение термодинамических условий. Одновременно с дополнительными данными по морю Лаптевых (1993, 1995 и 1996 гг.), результаты совпадают с недавно опубликованными аномалиями изменения толщин, которые были получены с помощью спутниковой радиолокационной альтиметрии для Арктических регионов, располагающихся южнее 81.5º с.ш. Это указывает на то, что толщины ровного льда хорошо определяются с помощью радиолокационной альтиметрии.

1. Введение

Изменчивость распределения морского льда и его толщины является хорошим индикатором климатических изменений. Материалы, полученные с ULS (вверх-направленных сонаров), установленных на подводных лодках, выявили резкое уменьшение средней толщины морского льда в Арктическом бассейне достигающее 43% для периодов 1958-1988 и 1990-1997 (Rothock et al. 1999; Wadhams and Davis, 2000; Tucker et al., 2001).

По данным спутниковой радиолокационной альтиметрии выявлена сильная межгодовая изменчивость ледяного покрова южнее 81.5 с.ш. в период с 1993 по 2001 гг.   В противовес вышеприведенным интерпретациям, изменчивость ледяного покрова объясняется  вариациями продолжительности сезона летнего таяния, то есть изменениями термодинамических пограничных условий. Эти утверждения указывают на недостаток понимания относительной важности динамических и термодинамических процессов в пространственной и временной изменчивости толщины морского льда.

Многолетний ледяной покров состоит из больших полей (от 0.1 до 10 км в диаметре), отделенных промежутками открытой воды (трещинами, каналами, разводьями). Часто между старыми льдами располагаются поля молодого льда (0.001-0.1 км в диаметре).  Ледяные поля состоят из участков ровного недеформированного льда, толщина которого определяется термодинамическими процессами. Они разделены торосами, сформировавшимися в результате деформации льда. Следовательно, в распределении толщин морского льда локальный максимум равный нулю определяет пространство открытой воды, а любые значения выше нуля определяют среднюю толщину ледяного покрова [Thorndike et al., 1975]. График распределения толщин выглядит следующим образом: значения экспоненциально уменьшаются по направлению к большим толщинам, что представляет собой относительное количество и толщину торосов.

В данной статье представлены результаты бурения и электромагнитного зондирования, полученные в районе Трансполярного дрейфа во время экспедиций на германском НИС «Polarstern». В связи с расположением профилей и методическими ограничениями метода электромагнитного зондирования, которые уменьшают репрезентативность значений толщин деформированного льда, основное внимание уделялось модальной толщине (толщине ровного льда), которая была определена с большой точностью.  Мы сравнили для проверки наши результаты с материалами, полученными с помощью спутниковой радиолокационной альтиметрии (Laxon et al., 2003).

2. Данные и методы

Инструменты и методы получения толщин морского льда подробно объяснены в Kovacs and Morey, 1991; Haas et al., 1997; and Haas and Eicken, 2001. Здесь все толщины получены прибором  Geonics EM31, работающим на частоте 9.8 кГц с промежутками   3.66 м. Ошибка измерения для толщины ровного льда получена путем бурения и составляет 0.1 м. Прибор, выполняющий  электромагнитное зондирование, был установлен на санях, передвигаемых по ледяным полям по линии профиля по возможности не избегая снежниц и торосов. По практическим причинам открытая вода и тонкий лед не включались в общее распределение толщин. В сущности, одно значение толщины, полученной с помощью электромагнитного зондирования, охватывает в среднем «пятно» льда диаметром в несколько метров. Вследствие этого и из-за наличия воды в килевидной структуре торосов, максимальнная толщина торосов в основном занижена, в худшем случае аж до 40-50% [Haas et al., 1997; Haas and Jochmann, 2003]. Однако, как толщина ровного льда, так и количество, и протяженность торосов могут определяться очень хорошо.
В таблице 1 представлены измерения, полученные за время летней экспедиции на «Polarstern» в райне Трансполярного дрейфа. 

Всего было произвольно выбрано 146 больших ледяных полей и обеспечен доступ к каждому из них или с судна или с вертолета (рисунок 1). Точки профиля располагались через каждые 5 метров (рисунок 2). Данные 1991 г. были предварительно опубликованы в Eicken et al. [1995], а данные 1996 г. идентичны данным 2001 г. для центральной Арктики у Haas and Eicken [2001]. В 1991 и 2001 калибровка прибора для электромагнитного зондирования была подтверждена почти на каждой льдине одинадцатью бурениями (рисунок 2). Отметим, что значительное увеличение числа измерений произошло вследствие улучшения эксплутационных качеств метода электромагнитного зондирования.
Распределение толщины ледяного покрова было посчитано как функция плотности вероятности (pdf) для каждого ледяного поля и затем проведено осреднение каждой pdf для каждого года. Это исключило все искажения, связанные с различной длиной каждого профиля.

Для лучшего сравнения с толщинами, полученными с помощью спутниковой радиолокационной альтиметрии [Laxon et al., 2003], мы расширили наш массив данных измерениями толщин однолетнего льда в конце летнего сезона в 1993, 1995 и 1996 гг. в море Лаптевых, в начале Трансполярного дрейфа. Эти данные были собраны согласно вышеприведенным методам и опубликованы в Haas and Eicken [2001].

Рисунок 2. Типичный профиль толщины многолетнего льда одного ледяного поля, полученный путем наземного электромагнитного зондирования в районе Трансполярного дрейфа. Уровень моря Z=0.00 м. Кривые показывают толщину надводной части (верхняя) и подводной части льдины (нижняя). Толщина надводной части первых 200 м профиля  была получена эмпирически (линия с точками), а остальная часть посчитана с использованием плотности льда равной            880 кг/м-3 и при условии изостатического равновесия. Точки на линиях указывают на толщины, которые были получены путем бурения.

3. Изменчивость толщины льда в районе Трансполярного дрейфа

На рисунке 3 показана толщина ровного льда по профилю 2001 года в зависимости от долготы, более или менее совпадающая с разрезом вдоль трансполярного дрейфа (рис.1). Существует  некоторый разброс между модами одиночных ледяных полей, в среднем 1.99±0.30 м., который был также типичен и для других лет (таблица 1). Однако линейная регрессия показывает, что нет значительного регионального (пространственного) тренда в исследуемой области (рисунок 3). Это объясняет указанную выше процедуру осреднения всех плотностей вероятности за один год для подсчета годового распределения толщины льда. 

Рисунок 3. Толщина ровного льда всех ледяных полей, профилированных в 2001 г. в зависимости от долготы (сравните с рисунком 1).

На рисунке 4 представлено общее распределение толщины. Крутизна мод распределений показывает, что даже меньший массив данных хорошо представляет толщину ровного льда. Толщина ровного льда возрастает от 2.5 м в 1991 г. до 1.95 м. в 2001 г. Аналогично, средние значения толщин ледяного покрова снижаются от 3.11 м в    1991 г. до 2.41 м в 2001 г. (таблица 1).  Учитывая, что измерения в 1998 году проводились в июле, то есть в середине сезона таяния, эти толщины должны быть фактически похожими на значения 2001 года, если бы они были согласованы с вероятным  снижением толщины в летний период [Rothrock et al, 1999].

Рисунок 4. Распределение толщины льда (функция плотности вероятности) ледяных полей в районе Трансполярного дрейфа в 1991, 1996, 1998 и 2001 гг.
 

4. Сравнение межгодовой изменчивости толщины льда в районе Трансполярного дрейфа и в области южнее 81.5º с.ш.

Средняя толщина ровного льда в районе Трансполярного дрейфа в 1991, 1996, 1998 и 2001 гг. составляла 2.20±0.21 м. Она была посчитана для толщины ровного льда в каждом году, чтобы выявить аномалии. Аналогично в 1993, 1995 и 1996 гг. средняя толщина ровного однолетнего льда в море Лаптевых составляла 1.5±0.32 м. [Haas and Eicken, 2001], и аномалии были посчитаны для каждого года. Результирующий временной ряд аномалий толщины показан на рисунке 5. Можно заметить, что в 1996 году большие толщины наблюдались как в районе Трансполярного дрейфа, так и в море Лаптевых. В отличие от этого, в 1995 году толщины были минимальные в море Лаптевых и вероятно, что они были небольшими также и в районе Трансполярного дрейфа [Haas and Eicken, 2001]. 

На рисунке 5 показаны средние зимние значения аномалий толщины льда, опубликованные в Laxon et. al [2003, figure 3a], полученные с помощью спутниковой радиолокационой альтиметрии. По методическим причинам данные для летнего периода отсутствуют. Вследствие особенностей спутниковой орбиты, эти наблюдения ограничиваются широтой 81.5º c.ш., но охватывают весь ледяной покров Трансарктического дрейфа. Отметим, что за исключением моря Лаптевых нет пространственного перекрытия с измерениями электромагнитного зондирования. Все графики для зимних средних толщин построены для каждого года, предшествующего летнему периоду для синхронизации их с соответствующими измерениями электромагнитного зондирования. Есть совпадения измерений в 1993, 1995 и 1996 гг. (два образца) и в 1998 г.

Наблюдается высокая корреляция r2=0.73 между аномалиями толщин, полученных путем электромагнитного зондирования в конце летнего периода и зимними средними толщинами, полученными с помощью радиолокационной альтиметрии. Если осреднить две аномалии электромагнитного зондирования в 1996 г., корелляция возрастет совсем немного — до 0.76. Средние значения толщин, полученных путем электромагнитного зондирования в конце летнего периода показывают отсутствие корелляции с альтиметрическими данными. 

5. Выводы

Данная работа показывает, что точные и репрезентативные данные могут быть получены путем электромагнитного зондирования, которое позволяет проводить важные наблюдения за изменением арктического ледяного покрова. В виду того, что измерения проводятся легко и быстро, они должны выполняться на всех научных экспедициях в Арктику и даже во время туристических круизов для расширения существующей базы данных.  Хотя открытая вода и тонкий лед не учитываются, а торосистый лед плохо представлен, мы полагаем, что распределение толщины на рисунке 4 и распределения в работе Haas and Eicken [2001] отображают распределение толщины 80-90% ледяных полей в исследуемом регионе. Сравнение профилей в одном регионе и за один и тот же год указывает на некоторую изменчивость статистических характеристик толщин различных ледяных полей даже с профилями длиннее 500-1000 м. С одной стороны, такой разброс объясняется наличием ледяных полей различного возраста, хотя большинство полей, возможно, сформировалось в одном году. Однако, на отдельных ледяных полях новый лед формируется при образовании трещин и полыней, образующихся между старыми льдами. Например, Haas and Eicken [2001] демонстрируют, что большая полынья может открыться в Центральной Арктике летом и возросшее расхождение является также последствием циклонической циркуляции, типичной для 1990-х годов [Holloway and Sou, 2002; Rigor et al., 2002]. Очевидно, что ледяной покров в районе Трансполярного дрейфа представлен многолетними, двухлетними и однолетними полями, с уменьшением частоты встречаемости от молодых к более старым льдам.

Рисунок 5. Временные ряды аномалий толщины арктического льда, полученных с помощью электромагнитного зондирования (кружки) и спутниковой радиолокационной альтиметрии (крестики, Laxon et. al [2003]). Данные были получены путем электромагнитного зондирования в конце летнего периода в районе Трансполярного дрейфа (TPD, закрашенные кружки; данная работа) и в море Лаптевых (LS, незакрашенные кружки, Haas and Eicken [2001]). Графики средних значений даных альтиметрии построены для года, предшествующего летнему периоду.  
   
С другой стороны, разброс толщин ровного льда в разные годы, объясняется различной степенью деформации и различной степенью мелкомасштабной шероховатости поверхности, то есть различной стадией таяния поверхности и количеством снежниц [Haas and Eicken, 2001; Eicken et al., 2002; Perovich et al., 2003]. Это приводит к значительной степени шероховатости отдельных профилей и даже иногда скрывает существование четкой моды в распределении толщин ледяных полей. Напротив, модальные значения толщин однолетних ледяных полей в море Лаптевых без каких-либо признаков поверхностного таяния малы [Haas and Eicken, 2001]. Изменчивость ледяных полей предполагает, что лучше включать в профили большее количество льдин и увеличивать их за счет этого, чем удлинять профили на нескольких льдинах.

В районе Трансполярного дрейфа пространственный тренд не наблюдался. Фактически, измерения за пределами этого района (рисунок 1) не включались в анализ, потому что результаты этих измерений характеризуются другим ледовым режимом (регионы с постоянно различными статистиками значений толщин льда, то есть исключительно однолетний лед в море Лаптевых или около кромки льда в данном случае)  и имеют неясные распределения толщин (рисунок 4). Такая дифференциация ледовых режимов была представлена в работе [Haas and Eicken, 2001]. Хотя ледяной покров состоит из полей различного возраста, средний возраст льда увеличивается по ходу  Трансполярного дрейфа с увеличением возраста самых старых льдов. По отсутствию тренда можно предположить, что в большем масштабе лед достигает некоторого термодинамического равновесия толщин уже после их второго сезона ледоообразования [Maykut and Untersteiner, 1971].

Результаты, представленные в данной работе показывают сильную межгодовую изменчивость толщин льда в районе Трансполярного дрейфа. Толщина ровного льда варьируется вплоть до 22% между 1991 и 2001 гг. Толщина ровного льда – модальная толщина главным образом зависит от термодинамических условий [Thorndike et al., 1975]. К сожалению, имеющиеся данные не позволяют выявить различия между амплитудами зимнего роста толщины льда и летнего таяния, что определяет толщину льда в конце летнего периода. Таким образом, уменьшение толщины льда в 2001 году может быть следствием таких факторов, как ослабление роста льда предыдущей зимой или усиление таяния предшествующим летом

Однако, в работе Laxon et al. [2003] отмечается высокая корелляция между толщиной льда и продолжительностью предшествующего сезона таяния. Так как присутствует высокая корелляция между нашими данными и данными из работы Laxon et al. [2003], несмотря на то, что эти данные получены из различных регионов, в действительности различная интенсивность летнего таяния также может быть основной причиной изменчивости наших данных. Совпадение аномалий толщин в различных регионах может указывать на то, что интенсивность таяния – это феномен, больше присущий Арктике в целом, чем отдельным регионам. Аналогично, Haas and Eicken [2001] отнесли изменчивость толщин в море Лаптевых в 1993, 1995 и 1996 гг. к изменению интенсивности летнего таяния.  Однако эти различия были вызваны определенными различиями режима атмосферной циркуляции этих лет в летний период. Таким образом, причина изменения интенсивности поверхностного таяния до сих пор остается объектом для исследований, фактически находясь в зависимости как от термодинамических условий, так и от атмосферной циркуляции

Хотя за время наших исследований наблюдалось снижение толщины льда на 22%, десятилетний период слишком короток для определения какого-либо существенного тренда. Следует отметить, что изменчивость, наблюденная с 1991 до 2001, и составляющая 0.73 м для средней толщины и 0.55 для толщины ровного льда, гораздо меньше, чем изменение средней толщины льда за десятилетний период в работах [Rothrock et al. 1999] – 1.3 м. и  [Tucker et al. 2001] – 1.5 м. Таким образом, указанная изменчивость может являться результатом наложения термодинамической изменчивостии на большую и более долгопериодную декадную изменчивость из-за изменений динамики льда, оказывающих влияние на частоту и мощность торосов. Также следует отметить отсутствие корреляции между аномалиями толщины ровного льда, исследуемых в нашей работе (рисунок 3), и аномалиями средних толщин в работе Winsor [2001; Table 1], полученных с ULS в районе Северного полюса с 1991 по 1998 гг. Однако межгодовая изменчивость в обоих массивах данных схожа

В работе  Laxon et al. [2003] впервые получены данные толщин льда с помощью спутниковой радиолокационной альтиметрии. Однако в этих данных остается неясным, как определить, где средние толщины, где толщины ровного льда, где максимумы и другие статистические характеристики. Высокая корелляция с аномалиями толщин ровного льда представлена здесь также как и чувствительность к летнему таянию, данные радиолокационной альтиметрии в основном представляют толщины ровного льда, а электромагнитное зондирование является хорошим инструментом для проверки этих измерений.

Литература
Eicken, H., M. Lensu, M. Leppa¨ranta,W.B.Tucker,A.J.Gow,and O. Salmela (1995), Thickness, structure and properties of level summer multi-year ice in the Eurasian Sector of the Arctic Ocean, J. Geophys.Res., 100(C11), 22,697 – 22,710.

Eicken, H., H. R. Krouse, D. Kadko, and D. K. Perovich (2002), Tracer studies of pathways and rates of meltwater transport through Arctic summer sea ice, J. Geophys. Res., 107(C10), 8046, doi:10.1029/2000JC000583.

Haas, C., S. Gerland, H. Eicken, and H. Miller (1997), Comparison of sea-ice thickness measurements under summer and winter conditions in the Arctic using a small electromagnetic induction device, Geophysics, 62, 749– 757.

Haas, C., and H. Eicken (2001), Interannual variability of summer sea ice thickness in the Siberian and Central Arctic under different atmospheric circulation regimes, J. Geophys. Res., 106(C3), 4449– 4462.

Haas, C., and P. Jochmann (2003), Continuous EM and ULS thickness profiling in support of ice force measurements, in Proceedings of the 17th International Conference on Port and Ocean Engineering under Arctic Conditions, POAC ’03, Trondheim, Norway, edited by S. Loeset,

B. Bonnemaire, and M. Bjerkas, Dept. of Civil and Transport Engineer-ing, Norwegian Univ. of Science and Technology NTNU, Trondheim, Norway, Vol. 2, 849–856.

Holloway, G., and T. Sou (2002), Has Arctic sea ice rapidly thinned?, J. Clim., 15, 1691– 1701.

Kovacs, A., and R. M. Morey (1991), Sounding sea-ice thickness using a portable electromagnetic induction instrument, Geophysics, 56, 1992–1998.

Laxon, S., N. Peacock, and D. Smith (2003), High interannual variability of sea ice thickness in the Arctic region, Nature, 425, 947–950.

Maykut, G. A., and N. Untersteiner (1971), Some results from a time dependent thermodynamic model of sea ice, J. Geophys. Res., 76(6), 1550– 1575.

Perovich, D. K., T. C. Grenfell, B. Light, J. Richter-Menge, W. B. Tucker III, and H. Eicken (2003), Thin and thinner: Ice mass balance measurements

Be the first to comment on "Изменчивость толщины морского льда в конце летнего периода в 1991-2001 гг (статья GRL)"

Leave a comment

Your email address will not be published.


*