Ледяной покров Арктики
Ледяной покров Арктики — морской лёд Северного Ледовитого океана. Покрывает большую его часть и имеет среднюю толщину 3 метра.
Площадь ледяного покрова Арктики
Площадь ледового покрова значительно изменяется в зависимости от сезона и солнечного излучения. Площадь при переходе от летнего сезона к зимнему возрастает с 7 млн км2 до 15 млн км2. Части морского льда Арктики движутся в северную часть Атлантического океана, становясь источником пресной воды, которая может перемешиваться с донной водой и тем самым с потоками термохалинной циркуляции. В последние десятилетия отмечаются сокращение площади ледяного покрова Арктики и уменьшение его толщины. В четвертичный период изменения ледяного покрова Арктики существенно варьировались, от значительно меньших по площади чем в современных условиях до значительно больших. Так при переходе от средневекового климатического оптимума Малый ледниковый период ледяной покров Арктики разрастался до территории приполярных областей Северной Атлантики. Вероятно, паковый ледяной покров Арктики формировался в середине кайнозойской эре в миоцене, после того как Северный Ледовитый океан занял полярное изолированное положение и в климатической системе сложилась биполярная ледниковая структура[1].
Верхний слой морской воды Северного Ледовитого океана — слой перемешивания — имеет соленость менее 30 ‰, нижняя толща — имеет большую соленость более 34,5 ‰ и происходит из Атлантики. Низкая соленость верхнего слоя объясняется поступлением пресной воды из Евразии (реки Енисей, Обь, Лена, Колыма дают примерно 1700 км3 воды в год) и Америки (река Маккензи дает 260 км3 воды в год). Соленость арктического льда составляет 0—6 ‰. Арктический лед является большим хранилищем пресной воды объемом около 17300 км3[2].
Большой вклад в ледяной покров Арктики вносится процессами льдообразование на мелководье континентального шельфа вдоль границы бассейна, особенно в Восточно-Сибирском море и Море Лаптевых, где шельф имеет большую площадь и соленость воды меньше в силу значительного пресноводного речного стока.
Многолетний, паковый лед имеет толщину 3—5 м, однолетний лёд редко превышает толщину 2 м. Наибольшей площади однолетний лёд достигает в марте, около 15 млн км2. В центральной части Северного ледовитого океана находится, не тающий круглый год, многолетний паковый лед площадью 6 млн км2 — полярная шапка. Окружающие полярную шапка отколотые части многолетнего льда отделены друг от друга каналами образованными открытой водой или тонким льдом. Эти нетающие части многолетнего льда образуют летний дрейфующий лед. Площадь пакового льда и летнего дрейфующего льда составляет 7,5 млн км2. Значительная часть дрейфующего многолетнего льда образуется на шельфе Евразии, откуда он движется в северном направлении в центр Северного Ледовитого океана. В зависимости от направления ветров и поверхностных течений морской лед находится в постоянном движении в бассейне Северного Ледовитого океана и со временем переходит в Северную Атлантику. Существуют два основных пути движения дрейфующего льда: трансарктическое течение, движение от берегов Сибири через Арктику в Атлантический океан, и круговорот Бофорта, движение по часовой стрелке вблизи берегов Канады. Скорость движения дрейфующего льда составляет 1—10 см/сек., меньше в круговороте Бофорта и самая высокая на выходе трансарктического течения в проливе Фрама. В круговороте Бофорта лед проходит круг за 5—10 лет, в трансарктическом течении лед преодолевает путь за 3 года[3].
Значительная часть дрейфующего льда движется в Северную Атлантику по Трансарктическому течению, вдоль восточного побережья Гренландии и Канады. Объём льда проходящего через пролив Фрама и Канадский Арктический архипелаг составляет, соответственно, около 3500 и 900 км3 пресной воды в год[4]. Пресная вода уменьшает соленость морской воды и ее плотность, таким образом, играя важнейшую роль в формировании североатлантической термохалинной циркуляции .
Живая природа
Морской лёд является средой обитания бактерий, вирусов, одноклеточных водорослей (диатомеи), которые формируют нити и колонии. В подледной воде обитают беспозвоночные. Биомасса в паковых льдах незначительная, поэтому производительность планктона подо льдами Северной полярной шапки крайне низкая. Это связано со слабым проникновением солнечной энергии что понижает активность фотосинтеза. Более высокая производительность на границах пакового льда. Многие одноклеточные морские водоросли растут подо льдом на границе отделяющей лед и воду. Некоторые одноклеточные организмы адаптировались завершать свой жизненный цикл в сезон свободный от льда. Они достигают наибольшей продуктивности на границах многолетнего льда. Зоны свободные от льда — полыньи — характеризуются высокой биологической продуктивностью, включая рыб, млекопитающих (тюлени, китовые, белые медведи) и птиц. В Арктике полыньи могут иметь размеры от нескольких квадратных километров до 50 тыс. км2.
Ледяной покров Арктики и климат
Значение ледяного покрова Арктики связано с его высоким альбедо (до 80 %), что уменьшает количество поглощаемой океаном солнечной энергии. Таким образом ледяной покров оказывает охлаждающее воздействие и определяет энергетический баланс планеты. Кроме того, ледяной покров является барьером для тепло- и газообмена между атмосферой и океаном. Он не дает нагреваться океану в летний сезон и отдавать океану тепло в атмосферу зимой, что обеспечивает похолодание в зимний сезон. Влияние ледяного покрова на климат и циркуляцию воздуха связано и с воздействием на показатели приземного давления[5].
Существует связь между изменениями ледяного покрова Арктики и, арктической и североатлантической осцилляцией[6]. Положительная арктическая и североатлантическая осцилляция соответствует усилению движения циклонов через северные моря, широтных потоков тепла и влаги в направлении полярных широт. Это приводит к более высоким температурам поверхности и уменьшению площади ледяного покрова. Положительная арктическая и североатлантическая осцилляция усиливает трансполярный дрейф, что приводит к увеличению объема морского льда движущегося через пролив Фрама в Северную Атлантику. Данные на протяжении последних 20 лет показывают потепление на большой площади Арктики с одновременным похолодание в районе Лабрадора[7].
Увеличение поступления пресной воды из Арктики влияет на термохалинную циркуляцию. Например происшедшее в 1960-х годах значительное увеличение количества пресной воды поступающей через пролив Фарма вызвал Великую соленостную аномалию, что в свою очередь привело к нарушению тока донных вод в Северной Атлантике в начале 1980-х годов[8].
Примечания
- ↑ Bleil, U., and Thiede, J., 1990. Geological history of the Polar Oceans: Arctic versus Antarctic — An introduction. In Bleil, U., Thiede, J. (eds.), Geological history of the Polar Oceans: Arctic Versus Antarctic. Dordrecht: Kluwer Academic, pp. 1-8.
- ↑ Carmack, E.C., 2000. The Arctic Ocean’s freshwater budget: Sources, storage and export. In Lewis, E.L., Jones, P.E., Lemke, P., Prowse, T.D., and Wadhams, P. (eds.), The Freshwater Budget of the Arctic Ocean. Dordrecht: Kluwer Academic, pp. 91-126.
- ↑ Barry, R.G., Serreze, M.C., Maslanik, J.A., and Preller, R.H., 1993. The Arctic sea ice-climate system: Observations and modeling. Reviews of Geophysics, 31, 397—422.
- ↑ Aagaard, K., and Carmack, E.C., 1989. The role of sea ice and other fresh waters in the Arctic circulation. J. Geophysical Research Letters, 94, 14485-14498.
- ↑ Comiso, J.C., 2002. Correlation and trend studies of the sea-ice cover and surface temperatures in the Arctic. Annals of Glaciology, 34, 420—428
- ↑ Greatbatch, R.J., 2000. The North Atlantic Oscillation. Stochastic Environmental Research and Risk Assessment, 14, 213—242.
- ↑ Moritz, R.E., Bitz, C.M., and Steig, E.J., 2002. Dynamics of recent climate change in the Arctic. Science, 297, 1497—1501.
- ↑ Dickson, R.R., Meincke, J., Malmberg, S.A., and Lee, A.J., 1988. The «great salinity anomaly» in the North Atlantic, 1968—1982. Progress in Oceanography, 20, 103—151