Статья: Инсоляционная контрастность земли и изменение площади морских льдов в северном полушарии

Московский государственный университет им. М. В. Ломоносова (Москва, Российская Федерация)

Инсоляционная контрастность земли и изменение площади морских льдов в северном полушарии

В.М. Федоров, П Б. Гребенников

Проведен анализ изменения площади морских льдов в Арктике в связи с многолетней изменчивостью инсоляции Северного полушария. Определена связь изменения площади морских льдов с изменением инфляционной контрастности. На основе уравнения регрессии проведена оценка изменения площади морских льдов в Арктике на период до 2050 г.

Анализ полученных результатов показывает, что среднегодовая площадь морских льдов в Северном полушарии с 2017 по 2050 гг. сократится на 0,649 млн км2, минимальная - на 1,105 млн км2. Сокращение в 2050 г. по отношению к значениям 2017 г. составит 5,44% и 13,93% для среднегодовых и минимальных значений площади морских льдов соответственно. Сезонная амплитуда увеличится за этот период на 10,24%.

Ключевые слова: морской ледяной покров, инсоляция, солнечная радиация, климатический прогноз.

Статья поступила в редакцию 24 июля 2018 г.

Информация об авторах

Федоров Владимир Михайлович, кандидат географических наук, ведущий научный сотрудник, географический факультет, Московский государственный университет им. М. В. Ломоносова (119991, Россия, Москва, Ленинские горы, д. 1)

Гребенников Павел Борисович, инженер, географический факультет, Московский государственный университет им. М. В. Ломоносова (119991, Россия, Москва, Ленинские горы, д. 1)

INSOLATION CONTRAST OF THE EARTH AND CHANGES IN THE SEA ICE EXTENT IN THE NORTHERN HEMISPHERE

Fedorov V. M., Grebennikov P. B.

Lomonosov Moscow State University (Moscow, Russian Federation)

Abstract

The calculations of insolation of the Earth and its hemispheres were performed with high time and spatial resolution. The analysis of changes in the extent of sea ice in the Arctic due to the long-term variability of insolation of the Northern hemisphere was carried out. The relationship between the change in sea ice extent and the change in insolation contrast was determined. The estimation of sea ice extent in the Arctic up to 2050was made on the basis of the regression equation (linear and polynomial).

The reconstructed values of the sea ice extent were compared with satellite observations. The obtained values of the minimum sea ice extent were compared with the known results of physical and mathematical modeling. The results of calculations of the minimum extent of sea ice on various physical and mathematical models were estimated.

The analysis of the obtained ensemble results (linear and polynomial solutions) shows that the average annual area of sea ice in the Northern hemisphere will be reduced by 0.649 million km2 within 2017 and 2050. The annual minimum sea ice area will be reduced by 1.105 million km2 within the same time interval. The decrease in 2050 in relation to the values of 2017 will be 5.44% and 13.93% for the average annual and minimum values of sea ice area, respectively. The seasonal amplitude will increase by 10.24% during this period.

Keywords: sea ice cover, insolation, solar radiation, climate forecast.

Information about the authors

Fedorov Vladimir Mikhailovich, PhD, Leading Researcher, Geography Department, Lomonosov Moscow State University (1, Leninskie Gory, Moscow, Russia, 119991)

Grebennikov Pavel Borisovich, Engineer, Geography Department, Lomonosov Moscow State University (1, Leninskie Gory, Moscow, Russia, 119991)

Введение

Льды занимают около 6% поверхности Земли, или приблизительно 30 млн км2. Основная масса льдов располагается в Арктике и Антарктике. В Северном материковом полушарии на льды суши приходится всего 20% общей площади оледенения Арктики, остальные 80% -- на морские льды [1]. Сезонные изменения в оледенении суши и моря в Арктике в настоящее время происходят на площади 10-- 17 млн км2. Летом площадь морских льдов сокращается примерно вдвое. Также приблизительно вдвое (на 46%) сокращается поступление солнечной радиации в зимнее полугодие по сравнению с летним полугодием [2].

Солнце -- основной источник энергии, определяющий радиационный и тепловой баланс Земли. Солнце излучает энергию, которая обеспечивает Землю теплом и светом. Лучистая энергия Солнца является основным источником энергии для гидрометеорологических, биохимических и многих других процессов, происходящих в атмосфере, гидросфере, на земной поверхности. Энергия Солнца является важнейшим

© Федоров В. М., Гребенников П. Б., 2018 фактором развития жизни на Земле, обеспечивающим необходимые для жизни термические условия и фотосинтез. «Солнце -- единственный источник тепла, достаточно сильный для того, чтобы оказывать значительное влияние на температуру поверхности земли и воздуха» [3].

Годовой приход солнечной радиации на верхнюю границу атмосферы Земли в среднем составляет 5,49-1024 Дж. Этот приход не является постоянным во времени, он подвержен межгодовым и многолетним (долгопериодическими и короткопериодическим) вариациям. Вариации приходящей к Земле лучистой энергии в основном определяются двумя причинами, имеющими различную физическую природу: изменениями активности излучения Солнца и результатами небесно-механических процессов, вызывающих изменения элементов земной орбиты (расстояния Земля -- Солнце) и наклона оси вращения.

Cвязь многолетней изменчивости инсоляции Земли и многолетней изменчивости площади морских льдов исследована недостаточно. Для изучения этой связи ранее нами выполнены расчеты инсоляции Земли [2; 4; 5].

Рис. 1 Исходные данные площади морских льдов: 1 - среднегодовая площадь, 2 - минимальная площадь, 3 - сезонная амплитуда Fig. 1. Initial data on sea ice extent: 1 - average annual, 2 - minimum, 3 - seasonal amplitude

1. Методика расчета инсоляции

Расчеты приходящей солнечной радиации выполнялись по данным астрономических эфемерид 1 [6] для всей поверхности Земли (без учета атмосферы) в интервале с 3000 г. до н. э. по 2999 г. н. э. Исходными астрономическими данными для расчетов инсоляции были склонение и эклиптическая долгота Солнца, расстояние от Земли до Солнца, разность хода равномерно текущего (среднего солнечного) и всемирного корректируемого времени (истинного солнечного). Поверхность Земли аппроксимировалась эллипсоидом 2 с длинами полуосей, равными 6 378 137 м (большие) и 6 356 752 м (малая). В общем виде алгоритм расчетов можно представить выражением

Шаги при интегрировании составляли: по долготе -- 1°, по широте -- 1°, по времени -- 1/360 продолжительности тропического года [7]. Значение солнечной постоянной (среднее многолетнее значение TSI) принималось равным 1361 Вт/м2 [8]. Изменение активности Солнца не учитывалось. По результатам расчетов сформирована общедоступная база данных приходящей солнечной энергии во все широтные зоны Земли (протяженностью в 5°) за каждый астрономический месяц каждого года для периода от 3000 г. до н. э. до 2999 г. н.

2. Результаты и их обсуждение

Полученные значения приходящей на земной эллипсоид в отсутствие атмосферы солнечной радиации сопоставлялись с данными по динамике площади морских льдов (с 1870 по 2006 гг.) в Северном полушарии Земли [9; 10] (рис. 1).

Многолетняя изменчивость площади морских льдов в основном выражается трендами. Многолетняя изменчивость среднегодовой площади на 79%, сезонная амплитуда на 80%, минимальная площадь морских льдов на 82% определяются трендами.

Ледяной покров является результатом взаимодействия океана и атмосферы в определенных температурных условиях [11 --14]. Важнейшим параметром ледяного покрова является его площадь. С течением времени эта площадь испытывает изменения, наиболее масштабными из которых являются сезонные, межгодовые и многолетние. Изучение самих изменений и причин, их вызывающих, составляет одну из наиболее актуальных задач криолитологии и морского ледоведения [12; 14--16].

Анализировались три показателя площади морских льдов Северного полушария: среднегодовое значение, летнее (минимальное) значение площади и сезонная амплитуда площади (разность между максимальной -- в зимнее полугодие и минимальной -- в летнее полугодие) в многолетнем режиме.

Летний минимум площади морских льдов хронологически четко локализован в годовом ходе и приходится на сентябрь (осеннее равноденствие, окончание летнего полугодия в Северном полушарии). Максимум более растянут во времени и отмечается с февраля по апрель (период вблизи весеннего равноденствия, окончание зимнего и начало летнего полугодия в Северном полушарии) [13]. То есть экстремальные характеристики площади морского льда характеризуются сдвигом по фазе в годовом ходе относительно экстремальных значений в поступлении солнечной радиации приблизительно на 90°.

Рис. 2 Таблица 1 Значения коэффициента корреляции площади морских льдов с инсоляционной контрастностью (1870--2006 гг.), вероятность -- 0,99

Рис. 3 Распределение значений коэффициента корреляции между показателями площади морских льдов и инсоляционной контрастностью по вековым интервалам: 1 - среднегодовая площадь, 2 - минимальная площадь, 3 - сезонная амплитуда Fig. 2. The distribution of the correlation coefficient between the sea ice extent indices and the insolation contrast by the secular intervals: 1 - average annual, 2 - minimum, 3 - seasonal amplitude

Расчеты площади морского льда проводились на основе уравнений регрессии. Показатели площади сравнивались со значениями разности солнечной радиации, поступающей за год, летнее и зимнее полугодия в область, являющуюся источником тепла (0° с. ш. -- 45° с. ш.), и поступающей в область стока тепла (45° с. ш. -- 90° с. ш.). Этот показатель инсоляции назван нами инсоляционной контрастностью (ИК). Для годовых и летних значений ИК и площади морских льдов были получены высокие показатели связи с инсоляционной контрастностью. В зимнее полугодие связь всех показателей изменения площади морского льда не обнаружена (табл. 1).

Таким образом, изменение площади морских льдов тесно связано с изменением годовой и летней инсоляционной контрастности и не связано с зимней ИК.

Корреляционная связь исследовалась по рядам с постоянной продолжительностью в 100 лет (вековым интервалам) с последовательным смещением их с шагом в 1 год от начала массива (1870 г.) к концу (2006 г., последнему году в архиве). Таким образом, определялись значения коэффициента корреляции для интервалов 1870--1969, 1871--1970 гг. и т. д., всего для 38 вековых интервалов (рис. 2).

Полученный характер распределения значений коэффициента корреляции по вековым интервалам отражает неоднородный по степени достоверности характер распределения данных по площади морского льда в исходных рядах [10]. При этом в массивах выделяются вековые интервалы (последние в массиве) с 1899-- 1998, 1900--1999 гг. и т. д. до 1907--2006 гг. (всего 9 интервалов), на которых значения коэффициента корреляции становятся высокими (рис. 2, табл. 2) и весьма близкими.

Изменения для 9 вековых интервалов относительно среднего для них значения по модулю составляют для среднегодовых данных 1,25%, для минимальных значений площади -- 0,88%, для сезонной амплитуды площади льдов -- 0,76%. Эти вековые интервалы соответствуют наиболее достоверным исходным данным [9; 10]. По критериям достоверности ледовых данных (см. рис. 1), высоких (см. рис. 2 и табл. 2) и стабильных значений коэффициента корреляции, отражающих фактическую и достоверную связь показателей ледовитости и инсоляционной контрастности (аналога межширотного градиента инсоляции), эти вековые интервалы приняты нами в качестве основы для построения уравнений регрессии.

По уравнениям линейной и полиномиальной регрессии, полученным для достоверных вековых интервалов, были рассчитаны значения показателей площади морского льда на период с 1850 по 2050 гг. Для вычислений использовались значения ИК, рассчитанные по данным солнечной радиации, приходящей на земной эллипсоид (рис. 3).

Расчет проводился по 9 уравнениям линейной (рис. 4) и 9 уравнениям полиномиальной регрессии (рис. 5), полученным для достоверных вековых интервалов для показателей площади морского льда. Значения коэффициента детерминации R2 для полученных уравнений регрессии представлены в табл. 3.

Рассчитанные по ансамблю линейных и полиномиальных решений значения показателей площади морских льдов сравнивались с соответствующими фактическими значениями на интервале с 1899 по 2006 гг. (рис. 6). Полученный характер распределения расхождения характерен и для разности фактических и рассчитанных среднегодовых значений площади морских льдов и сезонной амплитуды. В период с 1899 по 2006 гг. отмечаются две области, в которых рассчитанные значения в среднем уступают фактическим, и разделяющая их область, в которой фактические значения превышают рассчитанные (приблизительно от 1934 до 1978 гг.). Средние расхождения фактических и рассчитанных значений, например минимальной площади морских льдов, составляют для периода с 1899 по 1933 гг. -0,170 млн км2, для периода с 1934 по 1978 гг. +0,356 млн км2, для периода с 1979 по 2006 гг. -0,587 млн км2. Однако хронологические границы выделяемых областей не являются четкими.

Корреляция рассчитанных среднегодовых значений площади морских льдов с фактическими данными характеризуется значением коэффициента корреляции R, равным 0,773. Среднее многолетнее значение площади морских льдов за период с 1899 по 2006 гг. характеризуется значением 13,1 млн км2.

Таблица 1 Значения коэффициента корреляции показателей площади морских льдов и инсоляционной контрастности для достоверных вековых интервалов