Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Океанская циркуляция, морской лед и речные воды в Северном Ледовитом океане во второй половине прошлого столетия 7
1. Основные результаты анализа данных наблюдений 7
2. Роль речного стока в формировании плотностной структуры верхнего слоя Арктического бассейна 11
3. Исследования на основе региональных совместных моделей океанской циркуляции и морского льда 12
Глава 2. Совместная модель общей циркуляции океана и морского льда 22
1. Модель общей циркуляции океана 22
2. Модель морского льда 23
3. Совместная модель и краевые условия 31
4. Численная реализация 34
Глава 3. Моделирование распространения речных вод в Арктическом бассейне и Арктических морях 37
1. Воспроизведение климатического состояния СЛО 37
2. Определение областей распространения речных вод 40
Глава 4. Воспроизведение климатических изменений в СЛО во второй половине 20-го века 48
1. Описание численных экспериментов с моделью 48
2. Сравнение средних по периоду расчета (1948-2000гг.) характеристик СЛО с данными климатических архивов 52
3 Изменения климата в период 1948-2000гг. рассчитанные без привязки к климатической солености на поверхности океана 58
4. Изменения климата в период 1948-2000гг., рассчитанные с привязкой к климатической солености на поверхности океана 76
Заключение 84
Список литературы 86
- Роль речного стока в формировании плотностной структуры верхнего слоя Арктического бассейна
- Исследования на основе региональных совместных моделей океанской циркуляции и морского льда
- Определение областей распространения речных вод
- Сравнение средних по периоду расчета (1948-2000гг.) характеристик СЛО с данными климатических архивов
Введение к работе
Актуальность проблемы. Впервые на сильную взаимосвязь циркуляции Северного Ледовитого океана (СЛО) и климата указал еще Нансен в 1902 году [47]. Ведущиеся с тех пор исследования климата Арктики не потеряли своей актуальности и сегодня. Это лишний раз было подтверждено международным научным сообществом при создании в 1994г. специальной десятилетней программы ACSYS («Arctic Climate System Study» - исследование Арктической климатической системы), нацеленной на углубление понимания роли Арктики в глобальном климате. Программа ACSYS способствовала кооперации среди исследователей, специализирующихся в области океанологии, метеорологии, изучения морского льда, гидрологии и математического моделирования. Основными задачами этой программы были: 1) выяснение взаимосвязей между циркуляцией СЛО, снежно-ледяным покровом, атмосферой и гидрологическим циклом; 2) инициация долгопериодных исследований климата Арктики и специальных программ мониторинга; 3) создание научной базы для адекватного представления арктических процессов в глобальных моделях климата.
Настоящая диссертационная работа, выполненная в рамках федеральной целевой научно-технической программы «Исследования и разработки по приоритетным направлениям науки и техники» на 2002-2006 годы (блок 1 «Ориентированные фундаментальные исследования», раздел «Глобальные изменения климата и их вероятные последствия») и поддержанная грантами РФФИ (проекты № 00-05-64818, № 01-05-65171), тесно связана с решением первой и третьей задач программы ACSYS. При решении последней задачи (адекватного представления арктических процессов в глобальных моделях климата) особое внимание уделяется глобальным океанским моделям. Но подобные модели, в силу своей универсальности, неспособны с достаточной степенью точности описывать процессы в СЛО. Исследования с использованием региональных моделей могут дать более полную и точную информацию об этих процессах, а опыт, накопленный при использовании таких моделей, может послужить для выработки рекомендаций для более адекватного воспроизведения Арктического климата в глобальных моделях.
Объектом исследования в работе является Северный Ледовитый океан, предметом исследования - циркуляция и термохалинная структура его вод и их взаимодействие со снежно-ледяным покровом на сезонном и межгодовом масштабах, а средством (методом) исследования - региональная трехмерная гидротермодинамическая модель циркуляции океана и морского льда.
Цель и задачи настоящей работы. Цель настоящей работы состоит в усовершенствовании разработанной ранее модели циркуляции океана и морского льда СЛО и ее применении для оценки изменений в состоянии вод и льдов СЛО на протяжении второй половины XX столетия и анализа их возможных причин. Задачи настоящей работы включали:
усовершенствование совместной модели общей циркуляции океана и морского льда,
расчет средней (климатической) циркуляции вод и льдов СЛО,
воспроизведение изменений в состоянии вод и льдов в СЛО во второй половине двадцатого столетия, анализ результатов расчета и их сравнение с данными наблюдений,
определение ареала и путей распространения речных вод основных рек в Арктических морях и Арктическом бассейне,
анализ результатов расчета и их сравнение с данными наблюдений,
выяснение ограничений использования в моделях условия привязки поверхностной солености к ее климатическим значениям.
Научная новизна. Впервые выполнен расчет межгодовой изменчивости системы океан-лед в Арктике во второй половине двадцатого столетия без привязки поверхностной солености к ее климатическим значениям и оценены последствия использования этой процедуры при длительном интегрировании моделей. Впервые рассчитаны пути и время распространения речных вод основных российских рек и р. Маккензи в СЛО с использованием полей скорости течений, восстановленных по гидротермодинамической модели океана и морского льда.
Положения, выносимые на защиту. На защиту выносятся :
модифицированная совместная модель общей циркуляции океана и
морского льда,
оценки межгодовых изменений пространственных распределений характеристик океана и морского льда в СЛО во второй половине двадцатого столетия.
оценки путей и времени распространения речных вод основных рек в Арктических морях и Арктическом бассейне.
Практическая значимость. Разработанная региональная трехмерная совместная модель циркуляции океана и морского льда в настоящее время используется для оценки возможных последствий изменений климата в Арктике в ближайшие десятилетия. Эта модель положена в основу разрабатываемой трехмерной экосистемной модели СЛО. Она также может быть рекомендована для моделирования циркуляции вод и льда в отдельных Арктических морях.
Апробация работы. Основные результаты работы докладывались на научных семинарах в Санкт-Петербургском филиале Института Океанологии им. П.П.Ширшова РАН, в Институте Вычислительной Математики РАН, на семинарах в Институте Океанологии в Гамбурге и Институте Альфреда Вегенера в Бременхафене (Германия), в Океанографическом центре в Саутгэмптоне (Великобритания), а также на конференции молодых ученых в Главной Геофизической обсерватории им.Воейкова «Гидродинамические методы прогноза погоды и исследования климата» в Санкт-Петербурге в июне 2001г., на международном симпозиуме по измерениям и моделированию циркуляции Арктического океана в Нью-Йорке в июне 2002г., на 34-ом международном Льежском коллоквиуме «Трассерные методы в динамике жидкости» в мае 2002г., на международной итоговой конференции программы ACSYS в Санкт-Петербурге в ноябре 2003г., на пятой Российской научно-технической конференции «Современное состояние и проблемы навигации и океанографии» («НО-2004») в Санкт-Петербурге в марте 2004г.
Публикации. Основные результаты проведенных исследований отражены в 4-х публикациях.
Личный вклад диссертанта в исследования заключается в усовершенствовании существующей гидродинамической модели системы океан -морской лед, в проведении численных экспериментов с моделью и анализе полученных результатов.
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав и заключения. Объем диссертации: 92 страниц основного текста, 26 рисунков и 4 таблицы. Список литературы содержит 78 наименований.
Роль речного стока в формировании плотностной структуры верхнего слоя Арктического бассейна
Приток речных вод в Арктические моря и Арктический бассейн составляет один из основных источников распреснения верхнего слоя этой части мирового океана. Сюда поступает около 10 % глобального речного стока в Мировой океан притом, что доля Арктических морей и Арктического бассейна в нем не превышает по площади 5 %, а по объему вод 1,5% [65]. В пресноводном балансе его верхнего слоя на долю речного стока приходится 2850 км в год [11], в то время как осадки минус испарение дают в два с лишним раза меньше (1300 км3 в год [66]). При этом вклад 6 самых крупных рек (Енисей (630 км3/год), Лена (532 км3/год), Обь (404 км3/год), Маккензи (264 км3/год), Печора (130 км3/год) и Колыма (128 км3/год) [73]) составляет около 75 % от указанного полного объема речного стока. Распределение речной воды в верхнем слое Арктического бассейна и его изменения составляют важный фактор в формировании плотностной структуры этого слоя и пресноводного стока из Арктического бассейна в Северную Атлантику. Оценки распределения речной воды, выполненные недавно на основе наблюдений за концентрацией трассеров на разрезе от Аляски через Северный полюс до пролива Фрама [64], показывают наибольший ее вклад ( 14%) от хребта Ломоносова до хребта Менделеева. Изолиния 10% вклада расположена примерно на глубине 50м в Канадской части разреза. В евразийской части наибольший вклад речных вод в пределах 8-10% отмечен в верхних 50м в бассейне Амундсена. В бассейне Нансена он падает от 6-8% над хребтом Гаккеля практически до нуля в Баренцевом море. Общее содержание речной воды в слое выше воды атлантического происхождения характеризуется по этим данным эквивалентным слоем толщиной от нуля в Баренцевом море до примерно 8-10м в Канадском бассейне. Общее содержание пресной воды в этом районе оценивается величиной от 19 до 21м [1], а ее межгодовые изменения достигают 10м [22]. Неясно, какова доля воды речного происхождения в этих изменениях. Авторы работы [46] предполагают, что аномальное поступление воды из реки Маккензи в конце 1950-х - 1960-х в этот район послужило первопричиной «великой соленостной аномалии» в Северной Атлантике 19634973гг.
Таким образом, оценки по данным наблюдений дают представление об общей картине распределения речных вод в Арктическом бассейне. Вместе с тем, вклад отдельных рек в это распределение до последнего времени оставался невыясненным. Определенный прогресс в этом отношении был достигнут на основе модельных исследований, которые обсуждаются в конце следующего параграфа.
Для выяснения причин и механизмов происходящих в СЛО изменений следует рассматривать всю климатическую систему океан-атмосфера-лед в глобальном масштабе. Однако привлечение для подобных исследований глобальных моделей климата все еще остается малоэффективным прежде всего из-за их грубого разрешения. Возможности этих моделей в настоящее время также ограничиваются плохим знанием процессов (динамика и термодинамика морского льда, роль речного стока в формировании вертикальной термохалинной структуры, турбулентность и внутренние волны в сильно стратифицированной жидкости, взаимодействие обширной зоны шельфовых морей с Арктическим бассейном), специфических для СЛО, и трудностями представления этой специфики в рамках единых параметризаций процессов, используемых в глобальных моделях океана. В такой ситуации использование региональных совместных моделей океанской циркуляции и морского льда для выяснению причин и механизмов изменений в СЛО представляется единственно возможной альтернативой. Кроме того, исследования на основе региональных моделей могут дать более полную и точную информацию об упомянутых выше процессах, а опыт накопленный при использовании таких моделей может послужить для выработки рекомендаций для более адекватного воспроизведения Арктического климата в глобальных моделях.
Исследования на основе региональных совместных моделей океанской циркуляции и морского льда
Модельные исследования изменений циркуляции и термохалинной структуры. Одна из первых попыток установить причины колебаний в поступлении атлантической воды в Арктический бассейн была предпринята в работе [30], в которой были проанализированы результаты расчета изменчивости циркуляции в Арктическом бассейне по объединенной модели океана и льда в период с 1951 по 1993гг. На основе разложения по эмпирическим ортогональным функциям уровня моря и интегрального (по всей водной толще) расхода течений было установлено, что первая мода циркуляции в Арктическом бассейне представлена одним круговоротом и связана с Арктическим колебанием атмосферного давления. Эта мода ответственна за 70% дисперсии интегрального расхода течений и 25% дисперсии уровня моря в бассейне и связана с поступлением в него атлантической воды. В частности, она демонстрирует сильные изменения в сторону циклонической циркуляции в конце 80-х годов прошлого столетия, когда отмечалось усиление проникновения атлантических вод в Арктический бассейн. Как было показано в [59], первая мода имеет 10-летний период колебаний. Вторая мода океанской циркуляции содержит два круговорота -циклонический в Евразийском и антициклонический в Канадском бассейнах и ответственна за 9% изменчивости интегрального расхода течений в Арктическом бассейне. Она, по-видимому, связана с Северо-Атлантическим колебанием атмосферного давления, имеющим основной период около 14-ти лет. Согласно модельным расчетам [77], значительное потепление и осолонение верхних слоев Арктического бассейна, начавшееся в 1989г., было вызвано устойчивым увеличением поступления атлантической воды через пролив Фрама и, в большей степени, через Баренцево море. По мнению авторов, увеличенный приток теплой и соленой атлантической воды, привел к вытеснению из бассейна более холодной и пресной арктической воды, увеличению температуры и солености верхних слоев океана и росту океанского потока тепла ко льду, что сопровождалось, начиная с 1987г., уменьшением его объема. Оценки [77] были получены для модельной области, включающей помимо Арктического бассейна и Арктических морей, Гренландское, Исландское и Норвежское моря. Основным недостатком этой работы, также как и более поздней работы [43], было использование условия «восстановления» (restoring) солености на поверхности океана по ее наблюдаемым климатическим значениям. Использование этого условия обеспечивает устойчивость модели и сокращает время выхода ее на стационарный режим, однако искажения, вносимые при этом в результаты расчетов морского льда и океанской циркуляции, могут быть значительны [76].
Долгопериодные изменения ледовитости в Арктических окраинных морях были рассмотрены в работе [56]. Расчет основных динамических и термодинамических характеристик СЛО для периода 1946-1997гг., выполненный на основе совместной модели циркуляции океана и льда [54], не только продемонстрировал неплохое согласие с имеющимися данными наблюдений, но и позволил выявить ряд закономерностей в формировании ледяного покрова окраинных морей. В частности, было установлено, что изменения площади ледяного покрова сопровождаются изменениями его толщины, причем последние проявляются наиболее ярко для молодого льда в западной Арктике. Эти изменения носят характер долгопериодных (от одного до нескольких десятилетий) колебаний. Например, в Карском море толщина льда достигла максимума в 1960-70гг., а минимума - в 1940-е гг. и 1980-90гг.. Это согласуется с отрицательной (холодной) и двумя положительными (теплыми) фазами долгопериодных колебаний приземной температуры воздуха [57].
Несколько лет назад с важной инциативой выступил международный проект по сравнению моделей СЛО AOMIP (Arctic Ocean Model Intercomparison Project) [58], поставивший своей целью определение различий между моделями и определение модельных систематических ошибок в воспроизведении гидродинамических характеристик СЛО. Уже на первом этапе, посвященном изучению способности моделей, участвующих в проекте (Таблица 1.3.1), воспроизводить климатические сезонные изменения в СЛО, было установлено, что разные модели дают существенно различные значения ряда характеристик. В частности, было установлено, что рассчитанные по разным моделям средние апрельские распределения поверхностной солености в ряде областей севернее 60 с.ш. отличаются друг от друга на несколько промилле. Это означает, что большинство моделей неправильно воспроизводят пресноводный баланс СЛО. Ошибки в расчете средней апрельской солености в круговороте моря Бофорта оказались одного знака (см.рис. 1.3.1), что свидетельствует о заниженном поступлении или завышенном выносе пресной воды для рассматриваемой области. Большинство из моделей, участвующих в AOMIP, используют искусственное условие «восстановления» (restoring) солености на поверхности океана по ее наблюдаемым климатическим значениям, причем наименьшее расхождение с данными наблюдений имеют модели NPS и AWI с малыми значениями постоянной времени релаксации т (см.рис. 1.3.1). С ростом г это расхождение увеличивается, достигая максимума для моделей IOS и GSFC, не использующих условия «восстановления».
Определение областей распространения речных вод
Для выяснения путей распространения вод отдельных рек, впадающих в СЛО, была выполнена серия численных экспериментов, в которых в устье выделенной реки задавалось некоторое фиксированное значение концентрации консервативного трассера (точечный источник) и на основе адвективно-диффузионного уравнения рассчитывалось его распространение в океане с течением времени. Считалось, что в начальный момент времени трассер в океане отсутствует. В качестве поля скорости течений использовалось поле, полученное в 1 настоящей главы. Были исследованы все крупные реки, впадающие в СЛО: Печора, Обь, Енисей, Лена, Индигирка, Колыма, Маккензи. Границей области, занятой трассером, считалась поверхность, на которой концентрация трассера составляла 1% от его концентрации в источнике.
Согласно результатам расчетов, трассер распространялся в пределах верхнего 30-50 - метрового слоя, практически не попадая в нижележащие слои океана. Скорость распространения трассера заметно уменьшалась со временем (см.рис. 3.2.1а, 3.2.16): она была максимальной в первые 5-10 лет после начала счета, заметно уменьшалась в последующие 10-15 лет, а после 25-30 лет становилась близкой к нулю. Как видно(рис.3.2.1), воды Оби и Енисея достигают пролива Фрама примерно через 10 лет после выхода из устьев, что хорошо согласуется с независимыми оценками [32].
Принимая положение 30-летней изохроны за границу области распространения речных вод, можно сделать следующие выводы (см.рис. 3.2.2а-3.2.2е): 1) воды Печоры остаются в основном в пределах Баренцева и Карского морей; 2) воды Оби и Енисея занимают Карское море и далее распространяются через бассейны Нансена и Амудсена к побережью Гренландии и Канады, причем часть из них через пролив Фрама попадает в Гренландское море, а часть, перемещаясь вдоль канадского побережья, почти достигает устья Маккензи; 3) воды Лены занимают моря Лаптевых, Восточно-Сибирское и Чукотское и далее распространяются через бассейн Макарова к берегам Гренландии и Канады; 4) воды Индигирки и Колымы не покидают пределов Восточно-Сибирского и Чукотского морей; 5) воды Маккензи локализуются в основном в пределах морей Бофорта и Чукотского, «языки» этих вод достигают сибирского шельфа в Восточно-Сибирском море и море Лаптевых.
Сравним полученные результаты с выводами предшествующих работ [16, 32]. Ареалы распространения примеси, определенные в [16] для источников, расположенных в устьях Оби и Енисея, Лены и Маккензи в целом согласуются с нашими результатами. К расхождениям относятся: 1) меньшее проникновение примеси в море Лаптевых и более сильное - в Баренцево море в наших расчетах в случае источника в устьевой области Оби и Енисея; 2)отсутствие примеси не только в Карском море, как это имеет место в [16], но и в Баренцевом море в случае источника в устье Лены; 3) более слабое, чем в [16], проникновение примеси в Северо-Европейский бассейн в случае источника в устье Маккензи. Наибольшие расхождения между двумя сравниваемыми расчетами относятся к распространению примеси от источников, расположенных в устьях рек Колыма и Индигирка. Согласно [16], примесь в этом случае занимает часть Северо-Европейского бассейна и через пролив Фрама попадает в Гренландское море, тогда как в соответствии с нашими оценками примесь не покидает пределов Восточно-Сибирского и Чукотского морей. Причинами перечисленных расхождений являются по-видимому различия в используемых полях скорости течений, а также постоянные коэффициенты диффузии примеси, заданные в [16]. Сравнивая результаты, полученные в [32] при исследовании роли стока Оби, Енисея и Лены в СЛО, с результатами нашего исследования, следует отметить следующие сходства. Во-первых, в [32] было установлено, что в сибирской ветви трансполярного течения доминируют речные воды Карского моря (Оби и Енисея), а в канадской ветви - воды Лены. Такую же картину можно видеть на рис.3.2.26, в. Во-вторых, по результатам [32] воды Оби и Енисея достигают пролива Фрама через 11 лет, тогда как по результатам настоящего исследования это происходит через 10 лет (рис.3.2.1а). Различия между двумя обсуждаемыми расчетами сводятся к следующим. В [32] показано, что воды Оби и Енисея проникают в Восточно-Сибирское море. В нашем случае воды этих рек достигают лишь центральной части Арктического бассейна (рис.3.2.2б) и после этого сразу оказываются, вовлеченными в Трансарктическое течение. В [32] воды рек Обь и Енисей не проникают в Баренцево море, что согласуется с оценками [64]. Напротив, на рис.3.2.1а видно, что уже через год воды этих рек оказываются к западу от о.Новая Земля.
Сравнение средних по периоду расчета (1948-2000гг.) характеристик СЛО с данными климатических архивов
Рассчитанная соленость верхнего 40-метрового слоя океана (рис. 4.2.1а) как качественно, так и количественно хорошо согласуется с данными наблюдений в центральной части Арктического бассейна и в море Бофорта, где ее значения находятся в пределах 30-31%о (см. рис. 4.2.16, в). В окраинных морях, за исключением Баренцева, также отмечается неплохое согласие расчета с данными наблюдений. Недооценка (в среднем на 2%о) солености в Баренцевом море вызвана слабым проникновением туда атлантических вод, обусловленным по-видимому приближенным заданием скоростей течений на границе с Северной Атлантикой, которые основаны на достаточно грубых оценках средних годовых расходов вод, не учитывающих их сезонные изменения. Наряду с этим, отметим, что данные архивов [42] и [53], с которыми проводится сравнение, зачастую дают заметно различающиеся результаты. В частности, наибольшие расхождения (до 0.5%о) между распределениями солености верхнего 40-метрового слоя океана, построенными по данным архивов [42] и [53], наблюдаются вблизи полюса, в районах Восточно-Сибирского моря и моря Лаптевых, а также в районе антициклонического круговорота в море Бофорта, т.е. в районах с низкой обеспеченностью данными наблюдений. Напротив, в районах с высокой обеспеченностью данными (Норвежское, Гренландское и Баренцево моря), различия в полях солености между [42] и [53] незначительны (ср. рис. 4.2.16 и рис. 4.2.1в). В промежуточном слое (100-600м) океана, в котором распространяется основная часть атлантической воды, рассчитанные значения солености находятся в качественном соответствии с данными наблюдений (см. рис. 4.2.1г,д,е). Отметим хорошо выраженный язык повышенной солености, характерной для втекающих атлантических вод, постепенное уменьшение солености по мере приближения к центральной части бассейна и, наконец, минимум солености, который находится вблизи моря Бофорта. Однако рассчитанные значения солености в промежуточных слоях Арктического бассейна оказываются повсеместно ниже наблюдаемых значений. В сравнении с [42] (рис. 4.2.1д), эта недооценка находится в пределах 0.7-1.2%о, а в сравнении с [53] (рис. 4.2.1е) она составляет 0.7-1.6%о.
Рассчитанная температура верхнего 40-метрового слоя океана (рис. 4.2.2а,б,в) в Норвежском и Баренцевом морях оказалась на 1-3 градуса ниже, чем по данным наблюдений [41, 53]. Объяснить это, как и в случае с соленостью, можно тем, что модель недостаточно хорошо описывает заток теплых и соленых поверхностных атлантических вод в С ПО. В остальной части бассейна различия между рассчитанными и наблюдаемыми [53] значениями температуры не превышает 0.5С. Такое сходство в значениях расчетной и наблюдаемой температуры связано с адекватным представлением в модели ледяного покрова (см. ниже), который круглый год присутствует почти на всей акватории СЛО и в большей степени, чем прямое атмосферное воздействие, контролирует температуру верхнего слоя океана, близкую к температуре замерзания морской воды. Хотя температурные различия между атласами [41] и [53] не столь велики, как соленостные, они, тем не менее, они существенны в Норвежском и Чукотском морях, где атлас [41] дает более высокие значения температуры верхнего 40-метрового слоя. Что касается распределений температуры воды в слое 100-600м ,то как видно из сравнения рис. 4.2.2г и 4.2.2д,е, модель переоценивает температуру в промежуточных слоях Арктического бассейна на 1-2С. Основная причина этого -завышенный перенос тепла из Нордических морей в Арктический бассейн через пролив Фрама, что вызвано по-видимому отсутствием в уравнениях движения нелинейных адвективных членов и грубым пространственным разрешением модели. На рисунке 4.2.3 показана граница распространения морского льда в СЛО по результатам расчета и данным спутниковых наблюдений NORSEX. Как видно, модель в целом хорошо воспроизводит положение кромки морского льда ( здесь принимается, что она совпадает с изолинией 15 % концентрации льда), особенно в Баренцевом море. Имеющиеся расхождения в положении границы ледяного покрова в окрестности Берингова пролива связаны с отсутствием в модели поступления льда из Тихого океана.
Таким, образом модель качественно правильно воспроизвела основные особенности климатического распределения полей температуры и солености, а также области распространения морского льда в СЛО. В этом параграфе будут обсуждаться в основном межгодовые изменения средних годовых значений характеристик льда и океана. Что касается межгодовых изменений сезонных колебаний этих характеристик, то они оказались небольшими и поэтому здесь специально не рассматриваются.
Изменения характеристик льда и поверхностного слоя океана. Сравнение с имеющимися для указанного периода данными наблюдений начнем с площади распространения морского льда. Ее рассчитанные межгодовые изменения характеризуются увеличением (в среднем) в период 1950-1969 гг. и уменьшением в 1970-2000гг. (рис. 4.3.1а). Эти результаты не могут непосредственно сравниваться со средними месячными оценками площади распространения морского льда для Северного полушария по данным спутниковых наблюдений [50], так как модель не включает Берингово море, моря Баффина и Лабрадор, Гудзонов залив и акваторию Канадского архипелага, характеризуемые наличием зимнего ледяного покрова. Поэтому адекватным является лишь сравнение летних значений этой площади, когда морской лед сосредоточен в основном в СЛО. Рассчитанные межгодовые изменения минимальных в течение годового цикла значений площади распространения морского льда, которые достигаются в сентябре, в целом согласуются со указанными спутниковыми данными для этого месяца (рис. 4.3.1а). Рассчитанная минимальная площадь распространения льда уменьшилась в среднем в период 1979-1998 гг. на 2.2%, в период 1982-1998гг. - на 8.2%, что неплохо согласуется с данными [50] для 1979-1998гг., согласно которым это уменьшение составляет 6.5%.
