Содержание к диссертации
Введение
1. Общая характеристика ледяного покрова Гренландского и Баренцева морей 13
1.1. Физико-географические особенности региона 13
1.2. Характеристика ледовых наблюдений 23
1.2.1. Данные визуальных авиационных ледовых разведок и снимков искусственных спутников Земли 23
1.2.2. Данные инструментальных авиационных съемок 26
1.2.3. Данные гидрометеорологических станций 27
1.2.4. Данные наблюдений с научно-исследовательского ледокола "Отто Шмидт" 29
1.3. Формирование баз данных по параметрам ледового режима 30
1.3.1. База данных по распределению льда 31
1.3.2. База данных по срокам ледовых фаз и толщине льда 34
1.4. Характеристика ледяного покрова региона 39
1..4.1. Площадь льдов 39
1.4.2. Границы распространения ледяного покрова 43
1.4.3. Ледообмен 45
1.4.4. Айсберги 48
1.5. Районирование морей по ледовым признакам 50
1.5.1. Однородные районы Гренландского моря 51
1.5.2. Однородные районы Баренцева моря 54
2. Закономерности пространственно-временной изменчивости основных характеристик ледового режима гренландского моря 60
2.1. Сезонная и многолетняя изменчивость площади льда 60
2.1.1. Сезонная изменчивость площади льда 60
2.1.2. Многолетняя изменчивость площади льда. 68
2.2. Характеристика дрейфа льда 74
2.2.1. Сезонные изменения дрейфа льда 74
2.2.2. Пространственное распределение дрейфа льда 78
2.3. Особенности распределения ледяного покрова в течение годового цикла 83
2.3.1. Положение кромки льда 83
2.3.2. Сплоченность льда 90
2.3.3. Возрастной состав ледяного покрова 96
2.3.4. Формирование и изменчивость «ледового мыса» 102
2.4. Оценка морфометрических характеристик ледяного покрова 110
2.4.1. Толщина ровного льда 111
2.4.2. Толщина льда сучетом торосистых образований 118
2.4.3. Объем льда 125
2.5. Главные особенности ледового режима однородных районов гренландскоі о моря и крупномасштабные процессы их определяющие 126
2.5.1. Главные особенности ледового режима однородных районов 126
2.5.2. Крупномасштабные процессы, определяющие формирование ледовых условий в Гренландском море 132
3. Закономерности пространственно-временной изменчивости основных характеристик ледового режима баренцева моря 139
3.1. Сезонная и многолетняя изменчивость площади льда 139
3.1.1. Сезонная изменчивость площади льда 139
3.1.2. Многолетняя изменчивость площади льда 144
3.2. Характеристика дрейфа льда 150
3.2.1. Пространственное распределение дрейфа льда 151
3.2.2. Синоптическая изменчивость дрейфа льда иоценка его ветровой
составляющей 155
3.3. Ледообразование и формирование припая 158
3.4. Особенности распределения ледяного покрова в течение годового цикла 164
3.4.1. Положение кромки льда 164
3.4.2. Распределение сплоченности льда 169
3.4.3. Возрастной состав ледяного покрова 177
3.4.4. Оценка вероятности вторжения карских льдов в юго-восточную часть Баренцева моря 181
3.5. Оценка морфометрических характеристик ледяного покрова 185
3.5.1. Толщина ровного льда 185
3.5.2. Толщина льда сучетом торосистых образований 190
3.5.3. Оценка объема льда 20!
3.6. Главные особенности ледового режима однородных районов баренцева моря и крупномасштабные процессы их определяющие 203
3.6.1. Главные особенности ледового режима однородных районов 203
3.6.3. Крупномасштабные процессы, определяющие формирование ледовых
условий в Баренцевом море 210
4. Прогнозирование ледовых условий в гренландском и баренцевом морях 215
4.1. Методология долгосрочного прогнозирования ледовых условий 215
4.1.1 Методические принципы долгосрочных прогнозов ледовых условий 215
4.1.2. Обзор методов долгосрочных ледовых прогнозов для акваторий Баренцева
и Гренландского морей 220
4.2. Типизация ледовых условий 225
4.2.1. Типизация ледовых условий Гренландского моря 226
4.2.2. Типизация ледовых условий Баренцева моря 231
4.3. Методы долгосрочных ледовых прогнозов в гренландском и баренцевом морях 236
4.3.1. Метод долгосрочного прогноза ледовых условий в Гренландском море 236
4.3.2. Метод долгосрочного прогноза ледовых условий в западной и северовосточной частях Баренцева моря 240
4.3.3. Метод долгосрочного прогноза ледовых условий в юго-восточной части Баренцева моря 248
5. Специализация ледовой информации для задач освоения углеводородных месторождений баренцева моря 256
5.1. Особенности организации мониторинга ледяного покрова в локальных районах 257
5.2. Специализация режимной и прогностической ледовой информации 263
5.2.1. Режимная ледовая информация 263
5.2.2. Прогностическая ледовая информация 271
5.3. Принципы организации специализированного гидрометеорологического обор, окивания
Морских операций в районах освоения шельфовых месторождений 274
Заключение 280
Литература
- Данные визуальных авиационных ледовых разведок и снимков искусственных спутников Земли
- Многолетняя изменчивость площади льда.
- Крупномасштабные процессы, определяющие формирование ледовых условий в Гренландском море
- Пространственное распределение дрейфа льда
Данные визуальных авиационных ледовых разведок и снимков искусственных спутников Земли
В разные периоды регулярность, дискретность и охват проведения визуальных авиационных разведок существенно менялись. Так, в 30-60-е годы в зимний период ледовые разведки выполнялись преимущественно один раз в месяц, ь дальнейшем периодичность составляла 2-3 разведки в месяц. В летний период, начиная с середины 60-х годов ледовые разведки выполнялись с дискретностью 5-10 дней.
В конце 60-х годов началось использование искусственных спутникоз Земли (ИСЗ) для дистанционного зондирования морских льдов. С 1966 г. английский метеорологический центр Брекнелл начал регулярный выпуск ледовых карт, охватывающих акваторию Гренландского моря, а с 1972 г. и Баренцева моря, за исключением его юго-восточной части, с недельной дискретностью на основе данных авиационных съемок и снимков ИСЗ (табл. 1.2).
В СССР регулярное использование спутниковых снимков для мониторинга морского льда началось в начале 70-х годов. В начальный период (примерно до середины 80-х годов) спутниковые снимки использовалась в основном как дополнительная информация при построении комплексных ледовых карт, основой которых являлись авиационные визуальные и инструментальные разведки. После 1991 г., когда прекратились регулярные авиационные ледовые разведки, спутниковые снимки стали основной информацией при построении современных комплексных карт (табл. 1.3).
Таким образом, в ААНИИ с 1992 г. стали составляться еженедельные комплексные ледовые карты на основе только спутниковой информации. При этом использовались снимки метеорологического спутника «Метеор» ТВ-диапазона, NOAA ИК-диапазона и в последние годы — спутника «Океан» с радиолокационной станцией бокового обзора (РЛС БО). Все эти снимки имеют малую разрешающую способность (табл. 1.4), однако они позволяют дешифрировать с достаточной точностью положение кромки льда, границы припая и Польшей, зоны различной сплоченности и др. Использование спутников с радиолокационной станцией позволяет получать качественные изображения ледяного покрова независимо от метеорологических условий и освещенности.
Таким образом, на основе данных наблюдений полученных из разных источников, в различные моменты времени и с различной точностью строились комплексные карты распределения ледяного покрова, формировались многолетние ряаы, которые использовались для дальнейшего анализа ледовых условий.
Впервые многолетний ряд ледовитости Баренцева моря получил В.Ю.Визе (1924), который впоследствии использовался при разработке метода долгосрочного прогноза площади льда (Визе, 1926).
В 1961 г. была выполнена большая работа (Уралов, 1961) по анализу однородности данных наблюдений за период 1898-1930 г.г. и за период 1931-1960 г.г. Данные за первые 30 лет XX века получались за разные дни месяца и не приводились к еди-юму моменту времени. Н.С.Уралов (1961) выполнил коррекцию данных, приведя их на середину месяца, в результате был получен достаточно однородный ряд ледовитости Баренцева моря за период 1898-1960 г.г.
В дальнейшем ряды ледовитости моря дополнялись и обобщалась усилиями М.С.Хромцовой (1961,1965), Т.Н.Москаль (1976), В.А.Абрамова (1991). С 1986 г. в Ледовом и гидрометеорологическом центре ААНИИ стали составляться еженедельные комплексные карты распределения льда и выполняться расчет деловитости Гренландского и Баренцева морей.
Использование радиолокационных станций бокового обзора (РЛС БО), установленных на самолете, и аэрофотосъемки позволяет получать ряд важных характеристик ледяного покрова.
Радиолокационные съемки позволяют получать данные о размерах ледяных полей, разводий и полыней, местоположении стамух и айсбергов. При выполнении повторных съемок одного района могут быть получены характеристики дрейфа льда.
В 1969 г. ААНИИ выполнил первые полеты с использованием РЛС БО «Торос» в Баренцевом море (Воеводин и др., 1975). В период с 1974 по 1982 г.г. 402 ГМЦ и Мурманским филиалом ААНИИ были выполнены специальные радиолокационные съемки с использованием РЛС БО «Торос» в зимне-весенний период в северной и юго-восточной частях Баренцева моря (табл. 1.5). Обработка полученных данных позволило получить схемы пространственного распределения характеристик дрейфа льда, а также функции распределения геометрических характеристик ледяных полей (Зубакин и др., 1980; Зубакин, Петрукович, 1980). Во второй половине 80-х годов радиолокационные съемки выполнялись в прикромочных зонах центральной части Баренцева моря с целью получения детальной картины распределения ледяного покрова в этих областях.
Многолетняя изменчивость площади льда.
Для анализа многолетних изменений площади льда Гренландского моря использовался временной ряд за 1958-1996 г.г. для всех месяцев года и длинный ряд за 1900-1995 гг. для весенне-летних месяцев (апрель-август). Площадь льда зг период 1900-1957 гг. получена на основе ледовых карт Датского метеорологического института (Isforholden, 1900-1965), данные за военный период (1941-1945 гг.) восстановлены на основе косвенных признаков (Lebedev, Mironov, 1999).
Кроме того, использовались уникальные по своей продолжительно сти данные о распространении льдов у юго-западных берегов Гренландии, именуемых «Storis» (Speerschneider, 1931; Koch, 1945). В 1931 г. Шпершнейдер обобщил все имеющиеся к тому времени материалы о ледовых условиях в этом районе, ввел 10-ти бальную шкалу. характеризующую площадь льда в среднем за апрель-август, и составил ряд в баллах с 1820 по 1930 гг. За период с 1898 по 1930 гг. имеются данные как в баллах, так и в квадратных километрах, поэтому удалось установить, что между ними имеется достаточно тесная связь (г = 0,85). В результате весь ряд был пересчитан в квадратные километры и продлен до современного периода (Миронов, 1979).
Ледяной покров у юго-западных берегов Гренландии состоит преимущественно из многолетних льдов, количество которых определяется величиной их выноса из Арктического бассейна, а также интенсивностью таяния и разрушения ледяного покрова у восточных берегов Гренландии. Поэтому можно предполагать, что количество льдов у юго-западных берегов Гренландии является индикатором крупномасштабнь х процессов в системе атмосфера-лед-океан.
В работах И.В. Максимова (Максимов, 1954; 1970) было поьазано, что в колебаниях площади льда морей Северной Атлантики преобладающей является 11-летняя цикличность (период 8-12 лет). Поэтому было проведено осреднение площа № льда по 11-летним циклам и выполнено сопоставление этих значений с максимальным \ за этот цикл величинами чисел Вольфа (рис. 2.5). Максимумы последних двух вековых циклов относятся к 11-летним циклам № 11 и 19, а минимумы к циклам № 5, 14, 22. Рассматривая современный вековой цикл, можно отметить, что на ветви его роста (цислы № 14-19) ледовитость уменьшается, с началом же ветви спада (№ 20-21) она начинает увеличиваться. В целом проявляется общая закономерность - повышенному фону солнечной активности соответствует пониженный фон ледовитости «Storis» и наоборот. Это совпадает с выводами сделанными в работе (Слепцов-Шевлевич, 1996).
При рассмотрении 22-летнего цикла (рис. 2.5), можно сделать вывод, что во всех случаях ледовитость четного цикла больше ледовитости следующего за і им нечетного цикла. Таким образом, хорошо подтверждается правило Гневышева-Оля о связи между 11-летними циклами внутри 22-летнего цикла и правило Эйгенсона, состоящее в эффекте чередования мощности четного и нечетного цикла (Зушинская, 1975; Оль, 1969). А так как выше было установлено, что ледовитость «Storis» находится в обратной зависимости от уровня солнечной активности, то правило Эйгенсона проявляется в обратном эффекте -ледовитость нечетного 11-летнего цикла меньше ледовитости предыдущего четного цикла. Выявленная взаимосвязь между четными и нечетными 11-летними циклами внутри 22-летнего цикла имеет большое прогностическое значение.
Анализ многолетней изменчивости ледовитости Гренландского моря выполнен как для апреля, месяца близкого к сезонному максимуму, имеющего наибольшую дисперсию и нормальное распределение ледовитости, так и для средней площади л ,да за период апрель-август (рис. 2.6), достаточно надежно характеризующей средние годовые значения.
Использование продолжительного временного ряда (N=95) позволяет проследить длительные тенденции изменения площади льда. Как отмечено многими иссшедователями (Захаров, 1981; Зубакин, 1987; Дементьев, Зубакин, 1987; Лебедев, 1981; Лебедев, 1994; Миронов, 1979; Климатический режим, 1991; Миронов, Субботин, 1995; Захаров, 1996), площадь льдов Северо-Европейского бассейна, включая Гренландское мори, имеет четко выраженную тенденцию к сокращению от начала XX века к современюму периоду. Оценка линейного тренда (рис. 2.6) наглядно демонстрирует эту закономерность. Однако при расчете линейного тренда очень важным моментом является выбор начала и продолжительности временного ряда. Расчет тренда с последовательным уменьшением длины ряда на один шаг (год) позволяет выявить переломную точку в дотгопериодных колебаниях. Такие расчеты были выполнены для площади льда Северною Ледовитого океана и Гренландского моря (Миронов, Субботин, 1995) и показали, что смена знака в рядах ледовитости так же, как и в рядах температуры воздуха Северной пол ірной области (60-90 с.ш.), происходит в середине 60-х годов.
Сглаженная кривая на рис. 2.6 и данные табл. 2.3 позволяют выделить однородные периоды с повышенным или пониженным фоном площади льда. Неблагоприятные ледовые условия и повышенная повторяемость (60-90%) положительных аномалий площади льда отмечались в 1900-1920 гг., а также в 1950-1969 гг. Благоприятные ледовые условия и повышенная повторяемость отрицательных аномалий площади льца отмечались в 1930-1939 гг. и в 1970-1995 гг., причем в последние 6 лет отмечалис наибольшие отрицательные аномалии за все столетие (табл. 2.3). Именно в начале веса отмечалась наибольшая повторяемость крупных положительных аномалий, а наибольшая повторяемость крупных отрицательных аномалий наблюдалась в последние годы.
Крупномасштабные процессы, определяющие формирование ледовых условий в Гренландском море
Широтное положение Гренландского моря за полярным кругом предопределяет формирование значительного ледяного покрова, как в арктических моряк Сибирского шельфа. Однако, фактически кромка льдов намного смещена к северу, ледяной покров существуют менее продолжительно, а льды местного образования обычно монее 0,7 м, что в 2-3 раза тоньше, чем в арктических морях.
Существенно более благоприятные ледовые условия в Гренландском море происходят под влиянием крупномасштабных тепловых и динамических воздействий морских течений и воздушных переносов.(Визе, 1944; Каракаш, 1953; Лебедев, Уралов, 1972; Лебедев, Уралов, 1976)
Принципиальные особенности формирования ледовых условий в Гренландском море под влиянием этих факторов лучше выявляются при рассмотрении крупных аномалий ледовых условий.
Сезонам с крупными положительными ледовитыми аномал ями обычно предшествуют в предзимье (октябрь-декабрь) отрицательные аномалии г оверхностной температуры воды. В этот период ядро положительной аномалии температуры воды располагается к востоку от о. Ньюфаундленд, а нулевая изаномала проходит между судами I и А (рис. 2.28а). Таким образом, Северо-Атлантическое течение характеризуется отрицательной аномалией температуры воды.
Сезонам с крупными отрицательными ледовитыми аномалиями обычно предшествуют в предзимье (октябрь-декабрь) положительные аномалии температуры воды (рис. 2.286). При этом максимум положительных аномалий температуры воды находится к северу от о. Ирландия, а максимум отрицательных аномалий - к востоку от о. Ньюфаундленд. В области Северо-Атлантического течения существует положительная аномалия, а в районе судна А - отрицательная аномалия.
Таким образом, именно в период предзимья океан оказывает наибої ьшее влияние на формирование ледовых условий в Гренландском море, которые сказываются и на последующие зимние и весенне-летние месяцы (Отчет, 1972).
Водные массы значительно консервативнее воздушных масс, их аномалии сохраняются однородными в течение нескольких месяцев, непосредственно влияя на распределение льдов в море. Кроме того, весьма значительно влияние типовой энергии, поступающей из океана в атмосферу, на устойчивое формирование и преобразования макросиноптических процессов.
Под влиянием подстилающей поверхности определенной теплоїюй аномалии происходит специфическое развитие высотных фронтальных зон и траекторий циклонов в Северной Атлантике. Высотная фронтальная зона, выделяемая по картам АТ5оо, может занимать северное или южное положение (Лебедев, Уралов, 1976), которзе определяет аномалии поля давления и траектории циклонов (рис. 2.29).
При формировании положительной аномалии температуры воды в холодный период (октябрь-февраль) отмечаются положительные аномалии геопот."нциала над Норвежским и Гренландским морями, а в области Азорского максимума преобладают отрицательные аномалии геопотенциала. В результате циклоны перемещают ся в основном через южную оконечность Гренландии и Датский пролив на север Гренландского и Баренцева морей (рис. 2.296). Поступление теплого воздуха обуславливают формирование положительной аномалии температуры воздуха над акваторией Гренландского моря.
При формировании отрицательной аномалии температуры воды высотная фронтальная область располагается по иному. В этом случае область положительных аномалий геопотенциала перемещается южнее Исландии. Соответственно циклоны двигаются в основном к югу от островов Гренландия и Исландия на Скандинавию и южную часть Баренцева моря (рис. 2.29а). Непосредственно над акваторией Гренландского моря преобладают отрицательные аномалии приземисто давления, северные воздушные потоки и отрицательные аномалии температуры возду а.
Воздушные переносы непосредственным образом влияют на количество льдов в море и их распределение. Пространственные особенности термобариче жих полей в сезоны с различным типом ледовых аномалий подтверждают карты распределения среднего приземного атмосферного давления для периода октябрь-февраль (рис. 2.30).
При формировании положительных аномалий ледовых условий Гренландское море, обычно, находится под влиянием восточной, юго-восточно) і периферии
гренландского антициклона. Одновременно над Баренцевым морем pacnoj агается центр циклона или его тыловая часть (рис. 2.30а). В результате над акваторией Гренландского моря в течение холодного периода преобладают северные воздушные потоки, приносящие сухие и холодные массы воздуха.
При формировании отрицательных аномалий ледовых условий отмечается иной характер развития синоптических макропроцессов (рис. 2.306). Над акваториями Норвежского и Баренцева морей преобладает антициклональное поле атмосферного давления, которое обуславливает поступление с юга влажных и теплых воздушных масс. Кроме того, распределение приземного атмосферного давления препятствует выносу льдов из Арктического бассейна и смещению кромки льда на чистую воду в прикромочных зонах моря.
Можно предположить следующие сценарии формирования положительных и отрицательных аномалий ледовых условий в Гренландском море. При формировании в предзимье отрицательных аномалий температуры воды в области течения Ирмингера и положительных аномалий в Северо-Атлантическом течении, происходи" перестройка макросиноптических процессов, приводящая к устойчивым юго-восточным воздушным переносам. В результате в прикромочных областях замедляется ледообразование, происходит сплочение льдов, сокращается вынос льдов из Арктического бассейна, а. следовательно, сокращается ледовитость и уменьшается площадь многолетних льдов.
Пространственное распределение дрейфа льда
Ледообразование — это процесс образования первичного слоя льда и его распространения по поверхности моря (Бородачев и др., 1994). По стандар ной методике наблюдений (Наставление, 1984) фиксируются два срока: дата первого ледообразования (день, когда на поверхности воды появились начальные виды льда, независимо от их количества) и дата начала устойчивого ледообразования (день, начиная с которого ледообразование происходит непрерывно, несмотря на то, что наблюдались перерывы). В случае, если образовавшиеся виды льда исчезли в связи с наступлением резкого потепления, то перерыв может быть до двух суток.
В настоящей работе анализируются сроки устойчивого ледообразования, полученные по наблюдениям на гидрометеорологических станциях (ГМС), данным авиационных ледовых разведок и снимков ИСЗ. Учитывая дискретность авиационных ледовых разведок и спутниковых снимков, точность определения дать устойчивого ледообразования составляет несколько суток.
В западной и северо-восточной части Баренцева моря кромка льда существует в течение всего годового цикла (за исключением аномально теплых jer). Поэтому ледообразование в северных районах происходит в прикромочной зоне с октября до марта. В этот период отмечается последовательное смещение кромки льда с севера на юг. хотя возможны и кратковременные смещения кромки в противоположно\ направлении под воздействием динамических факторов. Ледообразование на чистой воде происходит в проливах Земли Франца Иосифа и в юго-восточной части Баренцева моря.
Многолетние ряды о сроках ледообразования в проливах Земли Фэанца Иосифа (ЗФИ) получены М.С. Хромцовой на основе данных авиационных ледовых разведок с 1950 по 1975 гг. В дальнейшем ряды не пополнялись из-за отсутствия регулярных ледовых разведок. Кроме того, Хромцовой (1965) было выполнено районирование проливов ЗФИ и выделено пять районов, отличающихся особенностями ледэвых условий. Однако по срокам устойчивого ледообразования эти районы различаются незначительно (5-7 дней), поэтому приведем обобщенные характеристики в целом для всех проливов Земли Франца Иосифа (табл. 3.12).
Таким образом, при средних условиях устойчивое ледообразоващ е в проливах Земли Франца Иосифа начинается в конце сентября, многолетняя изменчивость невелика — размах многолетних сроков составляет 37 дней, а стандартное отклонение о оло 10 дней.
Ледообразование в юго-восточной части Баренцева моря начинается J прибрежных зонах и закрытых губах, где отмечаются наименьшие глубины. В дальнейшем ледообразование распространяется с востока на запад, интенсивность процесса ледообразования зависит от теплосодержания слоя воды и характера атмосферных процессов в осенний период.
В прибрежной зоне наблюдения за ледовыми явлениями проводятся І а береговых и островных станциях, которые отражают их локальные особенности и не позволяют выделить общие закономерности (табл. 3.13).
В юго-восточной части Баренцева моря отмечается значительна і межгодовая изменчивость сроков ледообразования, размах составляет 67-72 дней, что примерно в два раза больше чем в проливах ЗФИ. Исключение составляет ГМС Индига, находящаяся в горле мелководной губы (размах всего 50 дней). Рассмотрим особенности процесса ледообразования и его распространения по акватории юго-восточной части Баренцева моря на примере средних и экстремальных лет.
В легкие годы к середине декабря замерзает только восточная часть акватории моря. Ледообразование в районе Поморского пролива происходит в конце февраля. Чистая вода на протяжении всей зимы сохраняется к юго-западу от острова Междушарский (рис. 3.7а).
В средние годы восточная часть акватории замерзает в ноябре, Поморский пролив — к концу декабря. Язык чистой воды, обусловленный проникнове шем теплого Колгуево-Печорского течения, сохраняется в северо-западной части акватории до середины января (рис. ЪПб). Вся акватория юго-восточной части Баренцева моря замерзает до начала февраля.
В тяжелые годы процесс ледообразования происходит очень интенсивно. К середине ноября замерзает большая часть акватории, а к концу ноября вся акватория юго-восточной части моря покрывается льдом (рис. ЪПв). Во все годы, включая тяжелые, ледообразование происходит на чистой воде. Однако осенью 1998 г. было зафиксировано экстремальное явление. Впервые за период наблюдений с 1928 г. в ко ще августа -сентябре наблюдались остаточные льды, вынесенные через пролив Карские Ворота. В результате ледообразование в северной части акватории началось среди остаточных льдов примерно на месяц раньше средних сроков. Ледообразование в прибрежной части Тиманского берега началось в первой половине октября, что также примерно на 25 дней раньше средних многолетних условий.
Формирование припая в Баренцевом море происходит в бухтах, фьордах и проливах острова Шпицберген, Земли Франца Иосифа, Новой Землі, а также в прибрежных зонах юго-восточной части моря. Припай в районе северных островов имеет очень небольшую площадь распространения и имеет локальное значение. Несколько большее распространение припай имеет в юго-восточной части моря. Прі-пай ежегодно образуется в бухтах Новой Земли, у побережья островов Колгуев, Вайгач и Долгий, в узкой прибрежной зоне вдоль южного берега моря, а также в Печорской, Болванской и Хайпудырской губах (рис. 3.8).
Важнейшими характеристиками припая являются даты его устойчивого формирования, ширина максимального развития и толщина. Датой устойчивого появления припая принято называть дату, когда припай просуществовал до весеннего взлома или не менее одного месяца. Если продолжительность периода существования припая ни разу не достигла одного месяца, то считается, что устойчивого припая не было (Наставление, 1984). В табл. 3.14 приведены средние и экстремальные срок-і устойчивого формирования припая и максимальная за сезон ширина припая по наблюдениям на характерных гидрометеорологических станциях.
