Определение толщины льда по радарным снимкам

Морской лед можно считать сложной поликристаллической смесью, состоящей из чистого льда с включениями рассола и воздуха, как правило, покрытого слоем снега. Обратное рассеяние такой структуры зависит от многих физических параметров, таких как шероховатости поверхности, солености, наличия воздушных включений, кристаллической структуры, снежного покрова и других [7].

Отраженный от ледовой поверхности радиолокационный сигнал в значительной степени определяется шероховатостью поверхности в различных масштабах: участки битого льда имеют более высокое обратное рассеяние, чем тот же лед с ровной поверхностью. Многократные отражения от двух или более почти перпендикулярных друг другу поверхностей могут создавать так называемый эффект уголкового рассеяния, который может на порядок увеличить величину отраженного сигнала [6].

Существуют также и региональные особенности, влияющие на величину обратного рассеяния морского льда, которые связаны с упорядоченностью поверхности относительно основной массы дрейфующих льдов.

Основным прямым дешифровочным признаком радиолокационных изображений морского льда является яркость изображения, которая определяется коэффициентом обратного рассеяния поверхности [3]. На основе различий в пространственном распределении рассеянного излучения определяются основные виды льдов.

Гидрометеорологические процессы, вызывающие изменения количества льда в море, по характеру воздействия на процессы ледообразования подразделяются на термические и динамические.

Действие термических процессов приводит к увеличению или уменьшению массы льда путем агрегатного преобразования вода-лед (нарастание или таяние льда), а также к изменению его теплосодержания и солености, которые приводят к изменению теплосодержания и распределения солености окружающих вод. Процесс таяния льда происходит в результате поглощения льдом потоков тепла, воздействие которых может быть выражено уравнением теплового баланса.

Действие динамических процессов может приводить к перераспределению массы льда на какой-либо акватории в результате сплочения, разрежения, сжатия и торошения ледяного покрова, а также к изменению этой массы за счет ледообмена с соседними акваториями. Таким образом, оба вида процессов вызывают изменения ледового баланса как на единице площади, так и в море в целом [2].

Обобщение характеристик морского льда, которые можно определить с помощью ДЗ, приведены в таблице 1 [4].

Таблица 1 Обобщенные характеристики морского льда, определяемые по данным ДЗ

ВОЗРАСТНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ЛЬДА

Относительное количество льдов каждого возраста в баллах

ФОРМЫ НЕПОДВИЖНОГО ЛЬДА

Припай, торосистости, заснеженности, разрушенности и т. д., положение основных гряд торосов, барьеров, торосов, стамух и крупных полей многолетнего льда, вмерзших в припай.

Сплоченность, которая оценивается по десятибалльной шкале

ФОРМЫ ПЛАВУЧЕГО ЛЬДА

Горизонтальные размеры льдов, оцениваемые по соотношению площадей, занимаемых льдами той или иной формы по отношению ко всей площади моря, на которой производится оценка.

Сплоченная кромка льда.

Разреженная кромка льда.

Кромка припая, граница припая,

граница между льдами различной cплоченноcти

ДИНАМИКА ДРЕЙФУЮЩИХ ЛЬДОВ

ПРОСТРАНСТВА ЧИСТОЙ ВОДЫ СРЕДИ ЛЬДА

Полоса тертого льда Разводье.

Прибрежная прогалина, заприпайная прогалина. Прибрежная.

ХАРАКТЕРИСТИКА ЛЕДЯНОЙ ПОВЕРХНОСТИ

Обобщенная характеристика в баллах:

«Всхолмленность многолетнего льда»,

Пятна мокрого снега.

ЛЕД МАТЕРИКОВОГО ПРОИСХОЖДЕНИЯ

Шельфовый ледник.
Ледяной барьер.

Разрушающийся айсберг, ледяной дрейфующий остров.

В таблице обозначены: П — процесс, ОЛП — объект ледяного покрова, Сч — рассчитываемая характеристика.

Процессы образования и разрушения морского льда вследствие его свойств термозависимости и деформируемости создают различные структуры ледяного покрова, в том числе поверхностные. Анализ приведенных в таблице 1 данных показывает, что для получения указанных характеристик необходимо и достаточно выполнение предварительной, первичной и вторичной обработки. Таким образом, необходимым и достаточным условием круглогодичного получения характеристик морского льда является использование радиолокационных изображений ледяного покрова, получаемых в микроволновом диапазоне без исследования физических явлений свойства среды и термодинамических процессов ледообразования. Иными словами, для этого достаточно проводить классификацию изображений морского льда.

Характеристики наблюдаемых структур являются признаками, отражающими как протекающие процессы, так и свойства ледяного покрова в момент наблюдения. Наиболее оптимальным способом наблюдения морского льда является его наблюдение датчиками, реагирующими на изменения, вызванные как рассеянием приповерхностным слоем ледовой или снежной поверхности, так и их рассеянием всей толщей вещества. Такими датчиками являются активные датчики, работающими в микроволновом диапазоне длин волн.

Достоверное определение возраста льда является одной из самых трудных задач. Поскольку каждой возрастной стадии льда соответствует определенный диапазон толщин — данные о возрасте, наряду со сплоченностью, имеют решающее значение для навигационной оценки ледяного покрова. Особенно важным этот элемент наблюдений является в зимний период, когда преобладает сплошной лед, и возрастные характеристики дают основание судить о его проходимости и пространственно-временной изменчивости.

Рассеяние радиоволн в период таяния определяется рассеянием на поверхности мокрого льда, увеличением шероховатости поверхности однолетнего льда, абсорбированием энергии радиоволны в слоях мокрого снежного покрова, рекристаллизацией снежного покрова, наличием пленок на плоской ледяной поверхности. Все эти факторы существенно влияют на физические и электрические свойства зондируемой поверхности, что существенно усложняет идентификацию типов морских льдов в весенне-летний период.

Наблюдение морских льдов с помощью аэрокосмических средств ДЗ, работающих в активном режиме в микроволновом диапазоне, обеспечивает следующие преимущества:

всесезонность (возможность наблюдения в условиях полярной ночи и в ночное время суток);
возможность формирование поля излучения, контролируемого по своим параметрам (мощность излучения в импульсе, вид поляризации);
практическая всепогодность;
регистрацию отраженного/рассеянного излучения, содержащего параметры отражающей/рассеивающей поверхности.

Впервые радиолокатор на борту океанографического ИСЗ был установлен в 1978 году (ИСЗ SEASAT). Была использована 23.5 см длина волны L диапазона с горизонтальной поляризацией. Угол зондирования находился в пределах 9° — 15°. Пространственное разрешение на земной поверхности составляло 25 м при ширине полосы обзора 100 км. Материалы регулярной съемки моря Бофорта (более чем 100 ежедневных снимков) показали потенциал использования спутниковых радиолокаторов как для научного, так и для оперативного применения на покрытых льдом акваториях.

В отечественной практике радиолокатор для наблюдения за морскими льдами впервые был применен на борту специализированного океанографического ИСЗ «Космос-1500», запущенного в 1983 г. Спутник стал головным в серии космической программы «Океан». На его борту была установлена радиолокационная станция бокового обзора (РЛСБО). РЛСБО работали в Х-диапазоне с длиной волны 3.2 см и вертикальной поляризацией излучаемых и принимаемых сигналов. РЛСБО обеспечила получение изображений с пространственным разрешением порядка 2 км при размерах реальной апертуры антенны около 12 м.

Радиолокационные изображения малого разрешения РЛСБО спутников «Океан» содержали достаточно большой объем информации и позволяли при любых погодных условиях оценить следующие основные характеристики ледяного покрова: возрастной состав льдов в холодный период года (молодой лед, однолетний и многолетний); формы ледовых образований (обширные и гигантские ледяные поля); границы распространения и зоны многолетнего льда; положение кромки льдов, границы припая, каналы, крупные разводья и полыньи; векторы дрейфа льдов по парам последовательных перекрывающихся изображений.

Точность определения местоположения выделенных границ зон и отдельных ледовых образований составляла около 5-6 км. Каналы и разводья шириной менее 1.5 км не определялись. Минимальная ширина разводий в старых льдах зимой, которые могли быть обнаружены на изображениях, составляла 500 м. Отдельные ледяные поля старого льда обнаруживались на изображениях при минимальном размере около 250 м. Зоны сплоченных старых льдов на фоне молодых и однолетних в зимний период выделялись на изображениях с контрастом от 3 до 9 дБ. Общая и частная сплоченность льдов в выделенных зонах определялась с точностью 1-2/10 [1].

Дальнейшее совершенствование космической техники привело к созданию спутниковых радиолокаторов с синтезированной апертурой (РСА), которые позволили получить значительно более высокое пространственное разрешение по сравнению с РЛСБО. РСА, установленный на космический аппарат (КА) «Алмаз-1», работал на длине волны 9.6 см с горизонтальной поляризацией и шириной полосы обзора 40 км и позволял получать изображения высокого разрешения в 15 метров. Наклонение орбиты спутника было меньше 90°, что не обеспечивало возможность съемки в приполярных районах за исключением узкой широтной полосы. С помощью полученных изображений можно было определить размеры айсбергов, а также некоторые характеристики льда, такие как границы распространения льда, границы припая, возраст льда (нилас, молодой лед и однолетний лед), формы ледовых образований, гряды торосов и районы сильно деформированного льда.

Среди зарубежных ИСЗ, на борту которых были установлены РСА для наблюдения за морской поверхностью, следует отметить спутники Европейского Космического Агентства ERS -1,2 и ENVISAT, канадские RADARSAT -1 и 2, японский — ALOS.

ERS работали в C — диапазоне с вертикальной поляризацией и шириной полосы 100 км (разрешение 26 на 30 м), при угле падения 19° — 26°. Информация с указанного РСА использовалась для мониторинга морских льдов на трассе Северного Морского Пути и для составления оперативных сводок о ледовых условия, подготовки ледовых карт и ледовых прогнозов; для получения детальной информации о морских льдах, необходимой для выбора путей судов во льдах. Однако препятствием для широкого оперативного использования данных РСА ERS являлась достаточно узкая полоса обзора, которая не обеспечивала покрытие больших площадей подстилающей земной поверхности.

Канадский ИСЗ RADARSAT-1, запущенный на орбиту Канадским Космическим Агентством в ноябре 1995 года, работает в C — диапазоне в 7 режимах и на горизонтальной поляризации сигнала. Ширина полосы обзора составляет 50 — 500 км с углом падения луча от 20° до 49° и пространственным разрешением 100 × 100 м. Для мониторинга морского ледяного покрова используется режим ScanSAR с шириной полосы обзора 500 км и разрешением 100 м, что позволяет наблюдать поверхность Арктики и Канады с минимальным трехдневным циклом [5].

Спутник RADARSAT-2 был выведен на аналогичную RADARSAT-1 орбиту 14 декабря 2007 года. На его борту установлена РСА, обладающая, как и спутник RADARSAT-1, возможностями изменения ширины полосы съемки и пространственного разрешения, которое может в режиме Ultra-Fine достигать значения 3 метров в полосе съемки 20 км. РСА имеет ряд новых возможностей, полезных для мониторинга морских и речных льдов, в особенности возможность получения изображений на различных поляризациях, включая режимы с полной поляризацией (Fine Quad-pol и Standard Quad-pol).

В 2002 г. Европейским Космическим Агентством был запущен космический аппарат ENVISAT. Основным прибором на спутнике ENVISAT является радиолокатор с синтезированной апертурой ASAR. Данные РСА использовались для изучения характеристик волнения на поверхности морей, морского льда, вырубки лесов, особенностей земной поверхности, а также давали возможность обнаруживать и контролировать особо опасные явления и стихийные бедствия. Широкая полоса обзора обеспечивала полное покрытие Арктики два раза в неделю с возможностью получения таких важных для безопасного мореплавания характеристик морского льда, как положение кромки, возраст и сплоченность. Начиная с 2003 года систематические наблюдения со спутника ENVISAT на ГГ- и ВВ-поляризациях использовались для выбора путей судов в морских льдах в западной части трассы Северного Морского Пути. Эксплуатация спутника официально закончена в мае 2012 года.

24 января 2006 г. был выведен на орбиту японский спутник ALOS с РСА L-диапазона PALSAR. РСА дает возможность круглосуточного и всепогодного режима наблюдения Земли, позволяющего получать изображения с разрешением от 10 до 100 м с возможностью изменения углов визирования 10° — 51° относительно надира. Одним из основных режимов наблюдения указанной РСА является так называемый «точный режим», обладающий высокой разрешающей способностью.

Радиолокаторы с синтезированной апертурой обеспечивают возможность круглосуточного и круглогодичного наблюдения поверхности Земли. Этот фактор особенно важен для мониторинга морских льдов в полярных областях, где облачность, туманы и темнота значительно ограничивают использование данных видимого и ИК диапазонов. Радиолокационные изображения высокого разрешения (100 м и более) содержат значительно больше детальной информации о состоянии ледяного покрова.

Перечень параметров, характеризующих состояние ледяного покрова и точность их определения, зависят от диапазона и участка спектра электромагнитных волн, чувствительности, разрешающей способности и поляризации радиолокационного датчика ДЗ.

Существует несколько алгоритмов автоматизированной классификации изображений морского льда по РСА-изображениям различных спутников, однако, ни один из них не обеспечивает необходимую точность, что обуславливает необходимость дальнейших исследований в этом направлении.

Работа проводилась при финансовой поддержке Министерства образования и науки РФ в рамках ФЦП «Исследования и разработки по приоритетным направлениям развития научно-технического комплекса России на 2007 — 2013 годы» по государственному контракту № 16.515.11.5074.

Рецензенты:

Александров Виталий Юрьевич, доктор физ.-мат. наук, старший научный сотрудник Международного центра по окружающей среде и дистанционному зондированию им. Нансена (Фонд Нансен-Центр), г. Санкт-Петербург.
Смирнов Виктор Николаевич, доктор физ.-мат. наук, заведующий лаборатории физики льда в ФГБУ «Арктический и антарктический научно-исследовательский институт» Росгидромета, г. Санкт-Петербург.

Источник

Обзор методов и основных результатов измерения толщины морского льда в Арктике

Статья получена: 15.03.2021 – Отправлена на рецензирование: 15.03.2021 — Одобрена к публикации: 29.03.2021 – Опубликована: 05.04.2021

Для цитирования:
Алексеева Т.А. , Фролов С.В., Сероветников С.С. Обзор методов и основных результатов измерения толщины морского льда в Арктике // Российская Арктика. 2021. № 12. С. 33–49. DOI: 10.24412/2658-4255-2021-1-33-49

В статье приводится обзор основных методов измерения толщины ледяного покрова и результаты опубликованных в научной отечественной и зарубежной литературе исследований климатической и межгодовой изменчивости этого параметра ледяного покрова в морях Северного ледовитого океана и Арктическом бассейне. В настоящее время разработаны и активно применяются в полевых условиях несколько методов: бурение льда, акустический метод (эхолокация), электромагнитный метод, визуальные и телевизионные судовые наблюдения. Наибольшее площадное покрытие данными о толщине морского льда в СЛО в настоящее время может производится путем акустического подледного зондирования с подводных лодок, а также с помощью визуальных специальных судовых наблюдений и, одновременно, с помощью судового телевизионного комплекса с борта судов ледового класса и ледоколов. Измерения толщины льда, результаты которых представлены в настоящем обзоре, выполнены в различных районах Арктики, в различные сезоны года, различными методами и с различными временными периодами обобщений, а, следовательно, не позволяют дать однозначной оценки климатической и межгодовой изменчивости толщины льда. Сделан вывод, что, несмотря на неоднозначные оценки, на изменения средних значений толщины льда в Арктическом бассейне в основном влияют динамические процессы, обусловленные изменениями атмосферной циркуляции. Кроме того, разработанный в ААНИИ судовой телевизионный комплекс является перспективным направлением для автоматизации процесса наблюдений за толщиной льда с борта судов.

Ключевые слова: бурение льда, климатические изменения, судовые ледовые наблюдения, толщина припая, толщина морского льда, электромагнитный толщиномер

Толщина льда является одним из важнейших параметров ледяного покрова замерзающих акваторий Мирового океана. Поскольку морской лед существует на границе океан/атмосфера, его толщина и географическое распределение характеризуют состояние этих двух сред, являясь интегральным показателем климатических изменений и динамических атмосферных и гидрологических процессов.

Кроме того, межгодовая и климатическая изменчивость толщины льда на судоходных трассах служат необходимым параметром для оценки и планирования новых и перспективных морских транспортных систем, проектирования и строительства новых ледоколов и судов, обеспечения безопасности мореплавания и добычи углеводородов на шельфе замерзающих морей.

Однако толщина льда является одним из наиболее трудных для масштабных измерений параметром морского льда. В настоящее время основное внимание уделяется развитию дистанционных неконтактных методов ее измерений, как с летательных аппаратов (искусственные спутники Земли (ИСЗ), воздушные суда), так и с подводных судов и заякоренных подледных установок. Одновременно с этим разработаны и активно используются телевизионные комплексы, предназначенные для измерения толщины льда и высоты снега с борта судов и ледоколов, осуществляющих ледовое плавание. В данном обзоре приводятся существующие методы измерения толщины льда только в полевых условиях, и полученные с их помощью результаты измерений.

Основные методы измерения толщины морского льда

Морской лед образуется при замерзании соленой морской воды, в результате чего представляет собой многокомпонентную систему, которая состоит из кристаллов чистого льда с добавкой к ним раствора морских солей и солей в твердом состоянии, также морской лед содержит почти всегда небольшое, но очень разное количество включений пор воздуха, органических и терригенных примесей [1]. Ровный морской лед неоднороден по толщине, имеет вертикальную слоистость, соленость и плотность слоев различается даже в пределах одной льдины, в зависимости от условий ее формирования. Деформированный морской лед (сморози, торосы, наслоения) имеет еще более сложную структуру. Таким образом, массовые измерения толщины морского льда являются одним из наиболее актуальных и сложных вопросов. В настоящее время разработаны и активно применяются в полевых условиях несколько методов:

1. Бурение льда является наиболее точным, но одновременно и наиболее трудоемким методом измерения толщины льда. Выполняется путем бурения ледяного поля ручным или мото-буром и последующим измерением толщины льда в скважине ледомерной рулеткой (рис. 1). Данный метод эффективен для производства локальных контрольных измерений, но не подходит для широкомасштабных натурных наблюдений из-за длительности, трудоемкости и высокой стоимости организации подобных работ. Измерение толщины морского льда путем бурения производится либо точечно и кратковременно во время организации ледовых станций в морских экспедициях, либо регулярно в районе береговых и дрейфующих полярных станций. Точность измерений толщины морского льда путем бурения является самой высокой – до 1 см [2].

Рисунок 1. Бурение льда для последующего измерения его толщины (научно-исследовательский стационар «Ледовая база «Мыс Баранова», архипелаг Северная Земля, май 2014 г., автор фото В. Бородкин)

2. Акустический метод (эхолокация) применяется на подводных лодках и необитаемых подводных аппаратах, на погружаемых гидроакустических буях. Наиболее представительный массив данных с помощью гидролокаторов верхнего обзора (эхоледомеров) был получен (и открыт для научных исследований) в период с 1958 по 2000 г. с борта подводных лодок. С помощью данного оборудования определяется осадка льда: антенна эхосонара излучает эхосигнал, который отражается от нижней поверхности льда и фиксируется принимающим устройством, далее осадка льда рассчитывается на основе двух параметров – времени прохождения сигнала и глубиной погружения прибора [3]. В качестве уровня отсчета используется, как правило, глубина погружения антенны эхоледомера, определяемая путем измерения абсолютного гидростатического давления [4, 5]. Для расчетов толщины льда используется осредненное соотношение, где осадка льда составляет 93% от общей толщины льда [6]. Ошибки могут составлять по разным оценкам от 0,15 до 0,38 м 7. Если такие ошибки не слишком существенны для толстых льдов, то для тонких льдов – имеют большое значение. В случае применения гидроакустических буев, получение данных возможно только в отложенном режиме, что наряду с дороговизной элементов питания и ограниченной применимостью по глубинам не подходит для решения оперативных задач.

3. Электромагнитный метод наиболее распространенный метод малого и среднего глубинного зондирования на суше. В 80-х годах XX века электромагнитный метод стали использовать в канадских и американских работах для измерения толщины льда [8, 9]. В 2001 г. в Институте Альфреда Вегенера (Бремерхафен, Германия) был разработан электромагнитный толщиномер EM-bird. На данный момент существует три модификации электромагнитного толщиномера, которые используются для измерения толщины морского льда: EM-bird – авиационный вариант (точность измерения толщины ровного льда ±0,1 м [10], для вертолета или самолета, EM-31 – судовой и EM-31 Ice – транспортируемый по льду (рис. 2).

Рисунок 2. Измерения толщины льда с помощью электромагнитного толщиномера EM-31 непосредственно на поверхности ледяного поля (слева — август 2004 г. экспедиция на борту ледокола «Капитан Драницын») и с помощью EM-Bird (справа — март 2011 г. экспедиция на борту судна «Аранда», фото Алексеевой Т.А.)

Электромагнитный толщиномер состоит из компьютера, GPS-модуля, лазера и двух электромагнитных антенн (передатчик и приемник). Принцип работы прибора основан на измерении электропроводности льда с учетом того, что меньшие значения электропроводности соответствуют большим значениям толщины льда. Передатчик толщиномера генерирует электромагнитное поле, проходящее через лед. На нижней границе поверхности льда при столкновении с морской водой образуется вихрь, в результате чего появляется вторичное электромагнитное поле. Вследствие большой разности электропроводности морского льда и морской воды, поступающий от передатчика, сигнал хорошо «распознает» границу «лед-вода». Для последующего перерасчета значений электропроводности в толщину льда необходимо выполнять калибровку прибора. Для калибровки во время работ следует пробурить лед в нескольких точках (5-10 точек) и одновременно измерить толщину льда ледомерной рулеткой и электромагнитным толщиномером. В тех же точках необходимо выполнять замеры глубины снега, так как прибор определяет общую толщину льда со снежным покровом 12.

4. Визуальные судовые наблюдения за толщиной льда выполняются ледовым наблюдателем, находящимся на ходовом мостике судна. Толщина льдин, вставших на ребро у борта судна при его движении, фиксируется глазомерно, при помощи бинокля с дальномерной сеткой или, в большинстве случаев, при помощи специальных судовых реек (рис. 3). Специалистами Арктического и антарктического научно-исследовательского института (ААНИИ) разработана методика специальных судовых ледовых наблюдений ААНИИ [15, 16]. В международной практике ледовые наблюдения выполняются согласно руководствам ASPeCt, http://www.aspect.aq или IceWatch/ASSIST (Arctic Ship-Based Sea Ice Standardization, http://icewatch.gina.alaska.edu). Точность определения толщины льда глазомерным способом составляет ±10см.

Рисунок 3. Визуальные судовые наблюдения за толщиной льда с помощью рейки (с 10-см отрезками), прикрепленной к нижней палубе судна (фото Сероветникова С.С. с борта атомного ледокола «50 лет Победы», июнь 2019 г.)

5. Телевизионные судовые измерения. Суть метода также, как и при визуальных наблюдениях, заключается в фиксации выворотов отдельных льдин при движении судна во льдах. При самостоятельном движении судна во льдах непосредственно у борта регулярно выворачиваются отдельные обломки льдин и, занимая положение близкое к вертикальному, обеспечивают возможность оценить толщину бокового скола. Измерение толщины производится относительно заранее измеренных контрольных величин путем геометрических расчетов относительно оптических параметров регистрирующей камеры. Точность измерения толщины морского льда ±2 см 18. В ряде работ японских исследователей [20, 21] приводится описание системы телевизионного наблюдения за выворотами льдин при движении судна во льдах, разработанной в 90-е гг. XX века. Измерения проводились японскими учеными во время экспедиций в Антарктике и в Охотском море. Однако, автоматический метод обработки толщины льда по полученным снимкам не был разработан, а ручная обработка занимает длительное время.

В 2004 г. цифровой судовой телевизионный комплекс (СТК) для измерения толщины льда с борта судна был разработан и активно внедрен в практику ледовых наблюдений ААНИИ [17]. Целью внедрения СТК в практику специальных судовых ледовых наблюдений является получение достоверного, статистически значимого массива данных наблюдений за толщиной льда на пути плавания судна. Основная задача, решаемая с помощью СТК – это автоматизация части трудоемких наблюдений, их унификация и исключение влияния субъективных факторов на объем и качество ледовых наблюдений.

СТК представляет собой стандартную систему видеоконтроля, адаптированную специалистами ААНИИ для специфических условий судовых ледовых наблюдений. Полученные в результате первичной обработки видеоматериалов файлы обрабатываются с помощью прикладного программного обеспечения (ПО), разработанного специалистами ААНИИ. ПО для автоматизированной компьютерной обработки изображений выворотов льдин создано в интегрированной среде приложений Microsoft Visual Basic 6.0. Разработанное ПО позволяет оператору щелчком курсора мыши обозначить на изображении начало и конец проходящей поперек выворота льдины линии, а система автоматически определяет толщину льда (рис. 4).

Рисунок 4. Телевизионная камера судового телевизионного комплекса (слева), установленная на борту судна для съемки «выворотов» льдин при движении судна и интерфейс программного обеспечения для обработки полученных изображений и определения толщины льда и высоты снега

Сравнение фактических значений толщины льда и их измерений с помощью СТК, показало, что различия не превышают 3,8 %. Результатом работы комплекса СТК является массив данных о толщинах морского льда и снежного покрова на всем протяжении маршрута ледового плавания.

Работа комплекса достаточно автономна. При соблюдении определенных требований, он может работать длительное время практически без обслуживания квалифицированного специалиста. Таким образом, существует возможность его установки на различных судах и ледоколах с минимумом затрат на его обслуживание и контроль. В целом система показала хорошую работоспособность, устойчивость к влиянию техногенных (отключение электропитания, вибрация, удары) и климатических факторов (жидкие и твердые осадки, обледенение, низкие температуры). В настоящее время в ААНИИ ведется активная разработка автоматизированных методов определения толщины льда и снега по полученным изображениям, а также проводится модернизация самой системы СТК.

Основные результаты измерений толщины морского льда в морях Северного Ледовитого океана

1. Сонары, установленные на подводных буях. Результаты обработки данных, полученных с помощью сонаров, установленных на подводных буях, приведены в работах, опубликованных в конце XX – начале XXI веков 22. В проливе Фрама в районе 79º с.ш. в течение 1990-1996 гг. максимум средних значений 3,27 м был зафиксирован в апреле-мае и минимум 2,25 м — в сентябре. [22]. Исследование межгодовой изменчивости за период 1990-2011 показало уменьшение средней толщины ровного льда: от 3 м в 1990-е гг. до 2,2 м в 2008-2011 гг. При этом минимальные значения толщины были зафиксированы в 2005-2006 гг. [25]. За период 1991-2013 гг. в восточной части моря Бофорта было отмечено незначительное уменьшение толщины льда (на 2%) [23]. По данным буев, установленных в Арктическом бассейне в районе вихря Бофорта в период 2003-2012 гг., толщина подводной части морского льда (осадки), начиная с 2005 г., когда были отмечены максимальные значения, по 2012 г. постепенно уменьшилась на 0,5 м [24].

2. Электромагнитный толщиномер EM-31 и EM-Bird. Электромагнитные толщиномеры начали активно использоваться для измерения толщины морского льда, начиная с 2001 года. Наибольшее покрытие измерениями толщины льда с помощью электромагнитных толщиномеров производилось в районах вокруг архипелага Шпицберген [12, 26-28] и в Канадском арктическом архипелаге 31.

Ряд измерений в экспедициях, проводившихся к северу от архипелага Шпицберген, где существенное влияние оказывают теплые воды Атлантического океана, показал изменения средней толщины льда в апреле-мае от 2,4 м в 2009 г. [12] до 1,8 м в 2011 [27] и до 1,7 м в 2015 г. [26].

В мае 2011 и апреле 2015 гг. проводились измерения толщины льда с помощью EM-bird вдоль Северо-Западного прохода [31]. На большей части района измерений средние толщины ровного льда составляли 1,8-2 м. В проливах Вайкаунт-Мелвил, Мак-Клинток и Байам-Мартин наблюдались многолетние льды толщиной свыше 3 м. В данном районе подобные измерения ранее не проводились, поэтому у авторов не было возможности отследить межгодовую изменчивость толщины льда, однако результаты измерений показали толщины на 0,4-0,6 м. меньше, чем данные экспедиций, организованных в 1950-1989 годы [32]. Таким образом, на основе полученных результатов и анализе средних температур воздуха в данном районе, авторы [31] предположили, что толщины льда вдоль Северо-Западного прохода несколько уменьшились, однако, вследствие большого количества многолетних и деформированных льдов, все равно представляют большие сложности для судоходства.

3. Бурение льда. В монографиях [33, 34] обобщены данные, полученные на полярных станциях Карского, Лаптевых, Восточно-Сибирского и Чукотского морей за период 1936-2000 гг. По данным станций, расположенных в Карском море максимальная толщина припайного льда увеличивалась с 1936 до конца 60-х гг., после чего она начала уменьшаться к концу XX века, не достигнув исходной величины: средние значения за период 1936-1957 гг. составили 1,65 м, 1958-1983 – 1,81 м, 1984-2000 – 1,74 м. В восточных морях Сибирского шельфа не наблюдалось существенных изменений толщины припая между «теплыми» и «холодными» эпохами: средние значения за период 1936-1957 гг. составили 1,99 м, 1958-1983 гг. – 2 м, 1984-2000 гг. – 1,97 м.

В работе [35] анализ многолетней изменчивости толщины припая расширен более поздними данными – до 2009 года. Итак, с 1940 по 1973 гг. на фоне отрицательного тренда температуры воздуха над морями происходило увеличение средней толщины припая в районах с самой большой площадью припая (северо-восток Карского моря, запад и восток моря Лаптевых и запад Восточно-Сибирского моря) от 1,83 до 1,96 м., а в 1973-2009 гг., на фоне сменившегося тренда температуры воздуха на положительный, средняя толщина припая стала уменьшаться (от 1,95 до 1,80 м).

В монографиях [36, 37] проанализированы данные с большего количества полярных станций отдельно для каждого моря. Так, для каждой станции было определено среднее значение толщины припая в период его максимального развития за весь период наблюдений (с открытия каждой станции до 2012 года в Баренцевом и юго-западной части Карского морей и до 2015 г. в северо-восточной части Карского моря, в морях Лаптевых и Восточно-Сибирском) и отдельно за период 2000-2012 и 2000-2015 гг. соответственно. При сравнении средних значений за весь период наблюдений и начала XXI века были получены следующие результаты: в Баренцевом море за 12-тилетний период начала XXI века средние толщины припая были ниже на 1-11 см, чем за весь период наблюдений, в юго-западной части Карского моря — на 4-7 см; в северо-восточной части Карского моря за 15-ти летний период начала XXI века средние толщины припая ниже на 7-16 см относительно всего периода наблюдений, в море Лаптевых – на 0-4 см, в Восточно-Сибирском море – на 4-16 см,

На Шпицбергене на метеорологической станции Хоупен наблюдения за толщиной льда в припае проводятся с 1966 г. Максимальная толщина льда, около 1,5 м, наблюдалась зимой 1967/1968, 1976/1977,1987/1988 и 1997/1998 гг. Получен отрицательный тренд в изменении толщины припая, в среднем -0,11 м за десятилетие. За период 2000-2007 гг. толщина припая не превышала 1 метра [38]. Однако, наблюдения, выполненные позднее в 2008-2011 гг. южнее поселка Баренцбург, где на акватории залива формируется устойчивый припай, показали, что происходил рост толщин припайного льда в заливе Грен-фьорд. После безледного периода 2005/2006 гг. средние толщины увеличились с 5-10 см в 2007 г. до 74 см в 2011 г., максимальные – с 10 см в 2007 г. до 91 см в 2011 г. [39].

Сезонный цикл и межгодовая изменчивость толщины припая на станциях, расположенных на островах Канадского Арктического архипелага, за период 1950-2014 гг. приведены в работах [32, 40, 41]. Средние значения максимальной толщины припая за указанный период составили: 2,11 м на станции Кеймбридж-Бей, 2,02 м – на станции Резольют, 2,27 м, 1,98 м – на станциях Юрика и Алерт. В среднем, толщина припая на данных станциях уменьшалась на 4,5 см за десятилетие в течение 1957-2014 гг. [40].

В 1971-1975 гг. и 1977-1980 гг. среди островов Королевы Елизаветы во время бурения морского льда для установки гидрофонов сейсмической службой, осуществлялись одновременно измерения толщины морского льда. Результаты обработки данных представлены в работе [42]: в 1971-1974 гг. средние толщины в точках бурения составляли около 3 метров, начиная с 1975-го значения несколько выше – от 3 м до 4,6 м (в 1978 г.).

Основные результаты измерений толщины морского льда в Арктическом бассейне

Особый интерес представляют результаты наблюдений и измерений толщины льда в связи с продолжающейся дискуссией о величине и причинах изменения толщины льда в Арктическом бассейне на протяжении нескольких десятков лет (см. ежегодные отчеты IPCC https://www.ipcc.ch/).

Оценка изменений толщины льда в Арктическом бассейне, основанная главным образом на данных измерения осадки льдов, под которыми проходили маршруты плавания подводных лодок, представлена в нескольких работах, опубликованных в конце XX – начале XXI веков 43. Эта оценка неоднозначна по своему характеру.

В обобщении данных 12 рейсов подводных лодок, выполненных в 1958-1992 гг. [45] не обнаружено значимого изменения толщины льда в околополюсной области, а в работе [49] не найдено изменений толщины льда с 1991 по 1996 г. по данным 6 плаваний подводных лодок в районе меридиана 150° з.д.

Однако, на основе более полного обобщения данных, собранных с подводных лодок в Арктическом бассейне, в статье [46] выявлено уменьшение средней по Арктическому бассейну толщины льда на 42% к середине 1990-х гг. относительно средней за 1958-1977 гг. В работе [48] также обнаружено уменьшение толщины льда по данным весенних рейсов подводных лодок с 1976 по 1994 г., которое пришлось на промежуток с середины 1980-х гг. по начало 1990-х гг. Предположено, что уменьшение связано с уменьшением доли многолетних льдов и увеличением доли более тонких однолетних льдов.

В работе [43] приведены оценки изменений толщины льда в Арктическом бассейне по данным спутниковых наблюдений с 1982 по 2003 г. Получено, что с 1982 по 1988 г. средняя толщина льда в январе увеличивалась, с 1988 по 1996 г. – уменьшалась и с 1996 по 2003 г. вновь возрастала, главным образом, в центральной части Арктического бассейна. В работе [44] не обнаружено уменьшения толщины льдов в Арктическом бассейне за 1993-2001 гг. по данным спутниковых измерений с помощью альтиметра.

В работе [50] выполнено обобщение и сравнение данных о толщине льда в Арктике, полученных за период 1958-2008 гг. (данные с подводных лодок за периоды 1958-1976 гг., 1993-1997 гг. и спутниковые данные ICESat 2003-2008 гг.). Толщина льда по спутниковым данным ICESat 2003-2008 гг. уменьшилась по сравнению с данными с подводных лодок за период 1958-1976 гг. на 1,6 м или на 53%, а по сравнению с данными подводных лодок за период 1993-1997 гг. – на 0,2 м или на 12%. Также в работах [50, 51] указывается на существенное уменьшение средней толщины льда с 2003 г по 2008 г по спутниковым данным ICESat, обусловленное значительным снижением количества многолетних льдов в Арктическом бассейне.

В более поздних работах, в которых анализируются данные, полученные в начале XXI века, однозначно отмечается уменьшение толщины ледяного покрова в Арктике. В работе [52] выполнен анализ данных, полученных с помощью электромагнитного толщиномера в проливе Фрама в конце летнего периода с 2003 по 2012 г. За указанный период средняя толщина льда уменьшилась более чем на 50%. Наиболее существенное уменьшение толщины льда отмечено с 2003 по 2008 гг. В работе [53] обобщены данные из нескольких источников наблюдений (с подводных лодок, электромагнитного толщиномера, буев), а также подробно рассмотрены ошибки каждого метода, используемого для измерения толщины льда. Результаты выполненных измерений позволили авторам утверждать, что среднегодовая толщина льда в центральной части Арктического бассейна уменьшилась от 3,45 м в 1975 г. до 1,11 м в 2013 г., то есть на 68%. Совокупным результатом произошедших изменений стало то, что на значительной части СЛО ледяной покров стал сезонным. Временной отметкой устойчивого перехода к сезонному ледяному покрову на большей части СЛО можно считать 2007 г., после которого доля однолетнего льда в Арктическом бассейне превысила 50% [54].

В контексте рассмотренных неоднозначных оценок произошедших изменений в толщине льдов Арктического бассейна необходимы оценки на основе новых источников данных, какими являются регулярные измерения с борта надводных судов по протяженным маршрутам плавания. С середины XX века по настоящее время в ААНИИ накоплен обширный уникальный материал визуальных судовых наблюдений, а начиная с 2004 г. и данных СТК, однако, до сих пор не было выполнено обобщающей работы по распределению и изменениям толщины льда по всем имеющимся данным. В настоящее время производится сбор и обобщение судовых ледовых данных ААНИИ в базе «СТК-ЛЕД» [55].

Особое место в базе данных занимают данные наблюдений в рейсах к Северному полюсу. Плавания к приполюсному району Арктического бассейна были начаты атомным ледоколом «Арктика» в августе 1977 года [56] и продолжены весной 1987 года походом атомного ледокола «Сибирь» [57]. С 1990 года такие плавания стали регулярными, и не только с помощью ледоколов. Облегчение ледовых условий в Арктическом бассейне сделало возможными автономные плавания в высоких широтах научно-экспедиционного судна усиленного ледового класса «Академик Федоров» [58]. Начиная с 1990 года (с перерывом в начале 2000-х гг.) сотрудники ААНИИ осуществляли специальные судовые визуальные ледовые наблюдения в полюсных рейсах, а начиная с 2009 г., одновременно с визуальными наблюдениями, измерения толщины льда проводились с помощью СТК 61. Схема маршрутов всех экспедиций, в которых проводились измерения с помощью СТК изображена на рисунке 5.

Рисунок 5. Маршруты высокоширотных плаваний, в которых проводились измерения с помощью СТК в 2004-2019 гг.

В первых рейсах к Северному полюсу в 1977 и 1987 гг. выполнялись только визуальные наблюдения за ледяным покровом. В работе [62] выполнено сравнение данных о распределении толщины льда на маршрутах плавания в августе 1977 г. и 2005 г., а также в мае 1987 г. и 2006 г. На маршрутах плавания от кромки льда в море Лаптевых до Северного полюса в августе средняя толщина однолетних льдов составила 1,2 м в 1977 г., а в 2005 г. – 1,19 м, старых льдов – 2,38 м и 2,25 м соответственно. В мае (период максимального развития ледяного покрова в Арктическом бассейне) на маршруте плавания северо-западнее арх. Земля Франца-Иосифа средняя толщина однолетних льдов составила 1,38 м в 1987 г., а в 2006 г. – 1,23 м, старых льдов – 2,56 см и 2,4 м, соответственно.

В работе [63] были представлены результаты измерений толщины льда в Арктическом бассейне при плавании атомного ледокола «Россия» к Северному полюсу в августе 1990 г. Измерения проводились с использованием видеосъемки и фотографировании выворотов льда с экрана вручную, без использования программного обеспечения, что не позволило получить статистически значимый объем данных, а также оценить его точность. Средняя толщина льда по маршруту плавания в 1990 г. по данным [63] на участке 81-90°с.ш. вдоль 90°в.д. составила 2,5 м.

В 2004–2019 гг. СТК использовался в высокоширотных экспедициях в Арктическом бассейне на борту НЭС «Академик Федоров» и атомных ледоколов [17, 18]. В статье [18] представлены данные измерений толщины ровного дрейфующего льда, выполненных с помощью СТК на участке арх. Земля Франца-Иосифа – Северный полюс в летний период (июль-август). Измерения проводились в 2006-2009 гг. Общий объем измерений составляет более 55 000 измерений толщины льда. Проведенное сравнение данных визуальных судовых ледовых наблюдений, полученных в 1990-х годах, перед началом современного потепления Арктики, с данными, собранными в 2006-2009 гг. позволило сделать следующие выводы:

1. В период 2006–2009 гг. происходило уменьшение средней толщины льда в районе плавания судов от Земли Франца–Иосифа к Северному полюсу в летний период по сравнению с данными 1990–х годов. Максимальное уменьшение средней толщины льда зафиксировано в 2007 г.: 34 % в июле и 42 % в августе.

2. В летний период 2008 и 2009 гг. средняя толщина льда по сравнению с летом 2007 г. практически не изменилась.

3. Наибольшее изменение толщины за период 2006–2009 гг. наблюдалось у ровных однолетних льдов – до 21 %. Уменьшение толщины ровных старых льдов составило 7–13 %.

4. Применение комплекса позволяет собирать обширные массивы данных о толщинах льда на маршрутах, пересекающих Арктический бассейн. Данное техническое решение является перспективным направлением для автоматизации процесса наблюдений за толщиной льда с борта судов.

В статье [61] представлены результаты судовых наблюдений в летний период 2018 г. от Земли Франца-Иосифа до Северного полюса. Средняя толщина ровного льда в 2018 году существенно уменьшилась по сравнению с данными наблюдений в 1991-1996 и 2006-2011 гг. Средняя толщина старых льдов в 1991-1996 гг. составляла почти 2,5 м, в 2006-2011 гг. – 2,25 м, а в 2018 году произошло существенное уменьшение средней толщины старых льдов до 1,6 мм. Средняя толщина однолетних льдов от 1,5 м в 1991-1996 гг. снизилась до 1,25 м в 2006-2011 гг. и достигла минимальных значений 0,9 м в 2018 г.

Таким образом, наибольшее площадное покрытие данными о толщине морского льда в СЛО в настоящее время может производиться путем акустического подледного зондирования с подводных лодок, а также с помощью визуальных специальных судовых наблюдений и, одновременно, с помощью СТК с борта судов ледового класса и ледоколов. Измерения, проводимые с подводных лодок, заключаются в регистрации осадки дрейфующего льда, включая кили торосистых гряд, что не всегда позволяет достаточно уверенно оценить непосредственно толщину ровного льда естественного нарастания. В то же время появляется все больше возможностей для попутных измерений с борта судов ледового плавания и ледоколов по мере увеличения числа плаваний в СЛО. К преимуществу судовых визуальных ледовых наблюдений следует отнести их производство по единой методике, что позволяет проводить сравнения данных, полученных в различные годы и различных районах, к недостаткам – визуальный характер наблюдений, требующий определенного опыта ледовых наблюдателей, и значительную дискретность наблюдений (наблюдатель физически не в состоянии оценить толщину всех выворотов льдин, проходящих вдоль борта судна). Кроме того, определенное влияние на распределение толщины льда на пути плавания судна оказывает избирательный характер движения судна – при прочих равных условиях судоводители стараются вести судно по более тонким льдам. Однако использование СТК позволяет компенсировать недостатки визуальных наблюдений: существенно увеличить точность измерений.

Измерения толщин льда, результаты которых представлены в настоящем обзоре, выполнены в различных районах СЛО и в различные сезоны года, различными методами и с различными временными периодами обобщений, таким образом они не позволяют дать однозначной оценки климатической и межгодовой изменчивости толщины льда. Тем не менее, исследования, проведенные в последние годы в ААНИИ, подтвержденные результатами судовых наблюдений, свидетельствуют, что основной причиной обнаруженных изменений толщины льда являются в первую очередь не термодинамические процессы, обусловленные климатическими изменениями, а преимущественно атмосферные динамические процессы. Последние связаны с изменениями атмосферной циркуляции, определяющими процессы адвекции, торошения и разрежения ледяного покрова. Расчеты, основанные на аппроксимации полей векторов результирующего дрейфа льда за длительные отрезки времени показали, что при пониженной остаточной ледовитости морей, расположенных к востоку от Северной Земли, в результате дрейфа льдов за 1-2 года в приполюсный район, где обычно располагаются старые льды, приходят однолетние и двухлетние льды толщиной 1,5 – 2,5 м. Вследствие этого здесь отмечается значительное уменьшение толщины льда, которое в течение нескольких лет сменяется восстановлением присущего данному региону состояния ледяного покрова [34, 64, 65].

Настоящая статья освещает одно из направлений научной деятельности Фролова Сергея Викторовича (1962-2021 гг.), который был заведующим Лабораторией изучения ледового плавания ААНИИ с 2000 г. Сергей Викторович Фролов был специалистом высочайшего уровня в области анализа развития ледовых и гидрометеорологических процессов, определении и расчете оптимальных вариантов плавания в замерзающих морях, развития принципиальных положений специализированного гидрометеорологического обеспечения (СГМО) арктического мореплавания. Участвовал в многочисленных арктических экспедициях, в том числе: в 13-ти рейсах российских судов на Северный полюс, 7-ми высокоширотных рейсах на ледоколах и судах для организации и эвакуации дрейфующих станций «Северный Полюс» (СП-27, 28, 29, 33-40), 3-х сверхранних транзитных рейсах по трассе СМП, 5-ти экспедициях по обоснованию внешней границы континентального шельфа России (ВГКШ). За высокое профессиональное мастерство был награжден медалью ордена «За заслуги перед Отечеством» I степени, медалью ордена «За заслуги перед Отечеством» II степени, Почетной грамотой Росгидромета, нагрудным знаком «Почетный Полярник», нагрудным знаком «Почетный работник Гидрометеослужбы России».

Статья публикуется с глубокой признательностью за совместную работу, мудрость и плодотворные научные идеи Сергея Викторовича Фролова.

1. Фазовый состав и теплофизические характеристики морского льда. / Назинцев Ю. Л., Панов В. В.: СПб, Гидрометеоиздат, 2000. ‒ 83 с.

2. Ледовые наблюдения на морях. / Дерюгин К. К., Карелин Д. Б.: Гидрометеоиздат, 1954. ‒ 168 с.

3. Strass V. H. Measuring sea ice draft and coverage with moored upward looking sonars // Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers. ‒ 1998. ‒ V. 45, No.4. ‒ pp. 795-818. DOI:10.1016/S0967-0637(97)00065-4

4. Wensnahan M., Rothrock D. A. Sea-ice draft from submarine-based sonar: Establishing a consistent record from analog and digitally recorded data // Geophysical Research Letters. ‒ 2005. ‒ V. 32 (11). https://doi.org/10.1029/2005GL022507

5. Морской лед. Сбор и анализ данных наблюдений, физические свойства и прогнозирование ледовых условий (справочное пособие). Под ред. Фролова И. Е., Гаврило В. П. ‒ Санкт-Петербург: Гидрометеоиздат, 1997. ‒ 402 с.

6. Rothrock D. A., Percival D. B., Wensnahan M. The decline in arctic sea-ice thickness: Separating the spatial, annual, and interannual variability in a quarter century of submarine data // Journal of Geophysical Research: Oceans. ‒ 2008. ‒ V. 113 (C5). https://doi.org/10.1029/2007JC004252

7. McLaren A. S. The under-ice thickness distribution of the Arctic Basin as recorded in 1958 and 1970 // Journal of Geophysical Research: Oceans. ‒ 1989. ‒ V. 94 (C4) ‒ pp. 4971-4983. https://doi.org/10.1029/JC094iC04p04971

8. Kovacs A., Valleau N. C., Holladay J. S. Airborne electromagnetic sounding of sea ice thickness and sub-ice bathymetry // Cold Regions Science and Technology. ‒ 1987. ‒ V. 14 (3) ‒ pp. 289-311. https://doi.org/10.1016/0165-232X(87)90021-8

9. Haas C., Lobach J., Hendricks S., Rabenstein L., Pfaffling A. Helicopter-borne measurements of sea ice thickness, using a small and lightweight, digital EM system // Journal of Applied Geophysics. ‒ 2009. ‒ V. 67 (3) ‒ pp. 234-241. DOI 10.1016/j.jappgeo.2008.05.005

10. Peterson I. K., Prinsenberg S. J., Holladay J. S. Sea-ice thickness measurement: recent experiments using helicopter-borne EM-induction sensors // Resent Res. Devel. Geophysics. ‒ 2003. ‒ V. 5. ‒ pp. 1-20.

11. Eicken H., Bluhm B. A., Collins R. E., R.R. G., Haas C., Ingham M., Mahoney A., Nicolaus M., Perovich D. “Field techniques in sea- ice research” in cold regions science and marine technology // Encyclopedia of Life Support Systems (EOLSS), Developed under the Auspices of the UNESCO / Shen H. ‒ Paris, France: Eolss Publishers, 2014.

12. Haas C., Hendricks S., Eicken H., Herber A. Synoptic airborne thickness surveys reveal state of Arctic sea ice cover // Geophysical Research Letters. ‒ 2010. ‒ V. 37 (9). https://doi.org/10.1029/2010GL042652

13. Haas C. Evaluation of ship-based electromagnetic-inductive thickness measurements of summer sea-ice in the Bellingshausen and Amundsen Seas, Antarctica // Cold Regions Science and Technology. ‒ 1998. ‒ V. 27 (1). ‒ pp. 1-16. hdl:10013/epic.11731.d001

14. Pfaffling A., Haas C., Reid J. E. Direct helicopter EM — Sea-ice thickness inversion assessed with synthetic and field data // Geophysics. ‒ 2007. ‒ V. 72 (4). ‒ pp. F127-F137. hdl:10013/epic.26722.d001

15. Наблюдения за ледовой обстановкой: учебное пособие. ‒ СПб: ААНИИ, 2009. ‒ 360 с.

16. Руководство по производству судовых специальных ледовых наблюдений. ‒ СПб: ААНИИ, 2011. ‒ 2011 с.

17. Фролов С. В., Клейн А. Э., Третьяков В. Ю. Результаты использования цифрового телевизионного комплекса для измерения толщины льда в Арктическом бассейне в 2004-2005 гг. // Проблемы Арктики и Антарктики. ‒ 2007. ‒ T. 75. ‒ C. 123-127.

18. Фролов С. В., Третьяков В. Ю., Клейн А. Э., Алексеева Т. А. Новые данные о толщине льда и ее изменчивости в Арктическом бассейне в 2006-2009 годах // Лед и снег. ‒ 2011. ‒ T. 3, № 115. ‒ C. 99-104.

19. Сероветников С. С., Фролов С. В., Клейн А. Э. Судовой телевизионный комплекс – реализация автоматизированной системы натурных измерений толщины морского льда // Российская Арктика. ‒ 2018. ‒ T. 2. ‒ C. 41-55. DOI: 10.24411/2658-4255-2018-00017

20. Toyota T., Kawamura T., Ohshima K. I., Shimoda H., Wakatsuchi M. Thickness distribution, texture and stratigraphy, and a simple probabilistic model for dynamical thickening of sea ice in the southern Sea of Okhotsk // Journal of Geophysical Research: Oceans. ‒ 2004. ‒ V. 109 (C6).

21. Toyota T. Application of remote sensing to the estimation of sea ice thickness distribution // Advances in geoscience and remote sensing / Jedlovec G. ‒ London UK, 2009.

22. Vinje T., Nordlund N., Kvambekk Å. Monitoring ice thickness in Fram Strait // Journal of Geophysical Research: Oceans. ‒ 1998. ‒ V. 103 (C5). ‒ pp. 10437-10449. https://doi.org/10.1029/97JC03360

23. Melling H., Riedel D. A., Gedalof Z. e. Trends in the draft and extent of seasonal pack ice, Canadian Beaufort Sea // Geophysical Research Letters. ‒ 2005. ‒ V. 32 (24). https://doi.org/10.1029/2005GL024483

24. Krishfield R. A., Proshutinsky A., Tateyama K., Williams W. J., Carmack E. C., McLaughlin F. A., Timmermans M. L. Deterioration of perennial sea ice in the Beaufort Gyre from 2003 to 2012 and its impact on the oceanic freshwater cycle // Journal of Geophysical Research: Oceans. ‒ 2014. ‒ V. 119 (2). ‒ pp. 1271-1305. https://doi.org/10.1002/2013JC008999

25. Hansen E., Gerland S., Granskog M. A., Pavlova O., Renner A. H. H., Haapala J., Løyning T. B., Tschudi M. Thinning of Arctic sea ice observed in Fram Strait: 1990–2011 // Journal of Geophysical Research: Oceans. ‒ 2013. ‒ V. 118 (10). ‒ pp. 5202-5221. https://doi.org/10.1002/jgrc.20393

26. Rösel A., Itkin P., King J., Divine D., Wang C., Granskog M. A., Krumpen T., Gerland S. Thin Sea Ice, Thick Snow, and Widespread Negative Freeboard Observed During N-ICE2015 North of Svalbard // Journal of Geophysical Research: Oceans. ‒ 2018. ‒ V. 123 (2). ‒ pp. 1156-1176. https://doi.org/10.1002/2017JC012865

27. Renner A. H. H., Hendricks S., Gerland S., Beckers J., Haas C., Krumpen T. Large-scale ice thickness distribution of first-year sea ice in spring and summer north of Svalbard // Annals of Glaciology. ‒ 2013. ‒ V. 54 (62). ‒ pp. 13-18. https://doi.org/10.3189/2013AoG62A146

28. Haapala J., Lensu M., Dumont M., Renner A. H. H., Granskog M. A., Gerland S. Small-scale horizontal variability of snow, sea-ice thickness and freeboard in the first-year ice region north of Svalbard // Annals of Glaciology. ‒ 2013. ‒ V. 54 (62). ‒ pp. 261-266. https://doi.org/10.3189/2013AoG62A157

29. Haas C., Beckers J., King J., Silis A., Stroeve J., Wilkinson J., Notenboom B., Schweiger A., Hendricks S. Ice and Snow Thickness Variability and Change in the High Arctic Ocean Observed by In Situ Measurements // Geophysical Research Letters. ‒ 2017. ‒ V. 44 (20). ‒ pp. 10,462-10,469. https://doi.org/10.1002/2017GL075434

30. Richter-Menge J. A., Farrell S. L. Arctic sea ice conditions in spring 2009–2013 prior to melt // Geophysical Research Letters. ‒ 2013. ‒ V. 40 (22). ‒ pp. 5888-5893. https://doi.org/10.1002/2013GL058011

31. Haas C., Howell S. E. L. Ice thickness in the Northwest Passage // Geophysical Research Letters. ‒ 2015. ‒ V. 42 (18). ‒ pp. 7673-7680. https://doi.org/10.1002/2015GL065704

32. Brown R., Cote P. Interannual Variability of Landfast Ice Thickness in the Canadian High Arctic, 1950-89 // Arctic. ‒ 1992. ‒ V. 45. ‒ pp. 273-284. https://www.jstor.org/stable/40511459

33. Climate Change in Eurasian Arctic Shelf Seas — Centennial Ice Cover Observations. / Frolov I. E., Gudkovich Z. M., Karklin V. P., Kovalev E. G., Smolyanitsky, M. V.: Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 2009. ‒ 166 p.

34. Научные исследования в Арктике. Том 2. Климатические изменения ледяного покрова морей Евразийского шельфа. / Фролов И. Е., Гудкович З. М., Карклин В. П., Ковалев Е. Г., Смоляницкий В. М. ‒ СПб: Наука, 2007. ‒ 136 с.

35. Припай и заприпайные полыньи Арктических морей Сибирского шельфа в конце XX — начале XXI века. / Карелин И. Д., Карклин В. П. ‒ СПб: ААНИИ, 2012. ‒ 180 с.

36. Ледовые условия морей Европейской части России. / Думанская И. О. ‒ Москва, 2014. ‒ 605 с.

37. Ледовые условия морей Азиатской части России. / Думанская И. О. ‒ Москва, 2017. ‒ 637 с.

38. Gerland S., Renner A. H. H., Godtliebsen F., Divine D., Løyning T. B. Decrease of sea ice thickness at Hopen, Barents Sea, during 1966–2007 // Geophysical Research Letters. ‒ 2008. ‒ V. 35 (6). https://doi.org/10.1029/2007GL032716

39. Иванов Б. В., Павлов А. К., Андреев О. М., Журавский Д. М., Священников П. Н. Исследования снежно-ледяного покрова залива Грен-фьорд (арх. Шпицберген): исторические данные, натурные исследования, моделирование. // Проблемы Арктики и Антарктики. ‒ 2012. ‒ T. 2. ‒ C. 43-54.

40. Howell S. E. L., Laliberté F., Kwok R., Derksen C., King J. Landfast ice thickness in the Canadian Arctic Archipelago from observations and models // The Cryosphere. ‒ 2016. ‒ V. 10 (4). ‒ pp. 1463-1475. https://doi.org/10.5194/tc-10-1463-2016

41. Vincent W. F., Gibson J. A. E., Jeffries M. O. Ice-shelf collapse, climate change, and habitat loss in the Canadian high Arctic // Polar Record. ‒ 2001. ‒ V. 37 (201). ‒ pp. 133-142. DOI: https://doi.org/10.1017/S0032247400026954

42. Melling H. Sea ice of the northern Canadian Arctic Archipelago // Journal of Geophysical Research: Oceans. ‒ 2002. ‒ V. 107 (C11). ‒ pp. 2-1-2-21. https://doi.org/10.1029/2001JC001102

43. Belchansky G. I., Douglas D. C., Platonov N. G. Fluctuating Arctic Sea Ice Thickness Changes Estimated by an In Situ Learned and Empirically Forced Neural Network Model // Journal of Climate. ‒ 2008. ‒ V. 21 (4). ‒ pp. 716-729. https://doi.org/10.1175/2007JCLI1787.1

44. Laxon S., Peacock N., Smith D. High interannual variability of sea ice thickness in the Arctic region // Nature. ‒ 2003. ‒ V. 425 (6961) ‒ pp. 947-950. DOI: 10.1038/nature02050

45. McLaren A. S., Bourke R. H., Walsh J. E., Weaver R. L. Variability in Sea-Ice Thickness Over the North Pole from 1958 to 1992 // The Polar Oceans and Their Role in Shaping the Global Environment Geophysical Monograph Series, 1994. ‒ pp. 363-371. https://doi.org/10.1029/GM085p0363

46. Rothrock D. A., Yu Y., Maykut G. A. Thinning of the Arctic sea-ice cover // Geophysical Research Letters. ‒ 1999. ‒ V. 26 (23). ‒ pp. 3469-3472. https://doi.org/10.1029/1999GL010863

47. Shy T. L., Walsh J. E. North Pole ice thickness and association with ice motion history 1977–1992 // Geophysical Research Letters. ‒ 1996. ‒ V. 23 (21). ‒ pp. 2975-2978.

48. Tucker Iii W. B., Weatherly J. W., Eppler D. T., Farmer L. D., Bentley D. L. Evidence for rapid thinning of sea ice in the western Arctic Ocean at the end of the 1980s // Geophysical Research Letters. ‒ 2001. ‒ V. 28 (14). ‒ pp. 2851-2854. https://doi.org/10.1029/2001GL012967

49. Winsor P. Arctic sea ice thickness remained constant during the 1990s // Geophysical Research Letters. ‒ 2001. ‒ V. 28 (6). ‒ pp. 1039-1041. https://doi.org/10.1029/2000GL012308

50. Kwok R., Rothrock D. A. Decline in Arctic sea ice thickness from submarine and ICESat records: 1958–2008 // Geophysical Research Letters. ‒ 2009. ‒ V. 36 (15). https://doi.org/10.1029/2009GL039035

51. Kwok R., Cunningham G. F., Wensnahan M., Rigor I., Zwally H. J., Yi D. Thinning and volume loss of the Arctic Ocean sea ice cover: 2003–2008 // Journal of Geophysical Research: Oceans. ‒ 2009. ‒ V. 114 (C7). https://doi.org/10.1029/2009JC005312

52. Renner A. H. H., Gerland S., Haas C., Spreen G., Beckers J. F., Hansen E., Nicolaus M., Goodwin H. Evidence of Arctic sea ice thinning from direct observations // Geophysical Research Letters. ‒ 2014. ‒ V. 41 (14). ‒ pp. 5029-5036. https://doi.org/10.1002/2014GL060369

53. Lindsay R., Schweiger A. Arctic sea ice thickness loss determined using subsurface, aircraft, and satellite observations // The Cryosphere. ‒ 2015. ‒ V. 9 (1). ‒ pp. 269-283. https://doi.org/10.5194/tc-9-269-2015

54. Иванов В. В., Алексеев В. А., Алексеева Т. А., Колдунов Н., Репина И. А., Смирнов А. В. Арктический ледяной покров становится сезонным? // Исследования Земли из космоса. ‒ 2013. № № 4. ‒ C. С. 50–65. http://dx.doi.org/10.7868/S0205961413040076

55. Фролов С. В., Макаров Е. И., Третьяков В. Ю., Сероветников С. С., Алексеева Т. А., Гришин Е. А., Пряхин С. С., Саперштейн Е. Б., Ярославцева С. И., Сергеева И. А. Свидетельство о государственной регистрации базы данных №2019621801 «СТК-ЛЕД» // Book Свидетельство о государственной регистрации базы данных №2019621801 «СТК-ЛЕД» / Editor, 2019.

56. Бузуев А. Я., Фролов С. В., Юлин А. В. Выдающиеся морские плавания в морях Сибирского шельфа и Арктическом бассейне во второй половине XX века. // ICETECH’2000 ‒ СПб, 2000. ‒ C. 79-83.

57. Результаты первой научной экспедиции в приполюсном районе на атомном ледоколе «Сибирь». Под ред. Чилингарова А. Н., Крутских Л. ‒ Л.: Гидрометеоиздат, 1990. ‒ 176 с.

58. Фролов С. В., Юлин А. В. Специализированное гидрометеорологическое обеспечение высокоширотных рейсов НЭС «Академик Федоров» в 2000, 2004-2005 гг. // Проблемы Арктики и Антарктики. ‒ 2006. ‒ T. 75. ‒ C. 128-139.

59. Frolov S. V. Main typical features in the distribution of ice cover characteristics and their influence on icebreaker motion in the Arctic Basin in summertime (from data of highlatitudinal cruises). // Proc. of POAC’95. ‒ T. 1 ‒ Murmansk, Russia, August 15-18, 1995. ‒ pp. 27-36.

60. Юлин А. В. Основные результаты ледовых наблюдений за толщиной ледяного покрова в высокоширотной арктической экспедиции ACEX-2004. // Проблемы Арктики и Антарктики. ‒ 2007. ‒ T. 77. ‒ C. 107-114.

61. Алексеева Т. А., Сероветников С. С., Фролов С. В., Соколов В. Т. Ледовые условия плавания в Арктическом бассейне в летний период 2018 года. // Российская Арктика. ‒ 2018. ‒ T. 2. ‒ C. 31-40. DOI: 10.24411/2658-4255-2018-00016

62. Фролов С. В., Федяков В. Е., Третьяков В. Ю., Клейн А. Э., Алексеев Г. В. Новые данные об изменении толщины льда в Арктическом бассейне // Доклады Академии Наук. ‒ 2009. ‒ T. 425, № 1. ‒ C. 104-108.

63. Tunik A. L. Route-specific ice thickness distribution in the Arctic Ocean during a North Pole crossing in August 1990 // Cold Regions Science and Technology. ‒ 1994. ‒ V. 22 (2). ‒ pp. 205-217.

64. Гудкович З. М., Ковалев Е. Г. Колебания ледовитости российских арктических морей в ХХ в. и оценка ее возможных изменений в ХХI в // Научно-практическое совещание «Гидрометеорологическое обеспечение хозяйственной деятельности в Арктике и замерзающих морях ‒ Санкт-Петербург, 2002. ‒ C. 36-45.

65. Научные исследования в Арктике. Том 1. Научно-исследовательские дрейфующие станции «Северный полюс». / Фролов И. Е., Гудкович З. М., Радионов В. Ф., Тимохов Л. А., Широчков А. В. ‒ СПб: Наука, 2005. ‒ 267 с.

1. Fazovyj sostav i teplofizicheskie harakteristiki morskogo l’da. / Nazincev YU. L., Panov V. V.: SPb, Gidrometeoizdat, 2000. ‒ 83 s.

2. Ledovye nablyudeniya na moryah. / Deryugin K. K., Karelin D. B.: Gidrometeoizdat, 1954. ‒ 168 s.

5. Morskoj led. Sbor i analiz dannyh nablyudenij, fizicheskie svojstva i prognozirovanie ledovyh uslovij (spravochnoe posobie). Pod red. Frolova I. E., Gavrilo V. P. ‒ Sankt-Peterburg: Gidrometeoizdat, 1997. ‒ 402 s.

15. Nablyudeniya za ledovoj obstanovkoj: uchebnoe posobie. ‒ SPb: AANII, 2009. ‒ 360 s.

16. Rukovodstvo po proizvodstvu sudovyh special’nyh ledovyh nablyudenij. ‒ SPb: AANII, 2011. ‒ 2011 s.

17. Frolov S. V., Klejn A. E., Tret’yakov V. YU. Rezul’taty ispol’zovaniya cifrovogo televizionnogo kompleksa dlya izmereniya tolshchiny l’da v Arkticheskom bassejne v 2004-2005 gg. // Problemy Arktiki i Antarktiki. ‒ 2007. ‒ T. 75. ‒ C. 123-127.

18. Frolov S. V., Tret’yakov V. YU., Klejn A. E., Alekseeva T. A. Novye dannye o tolshchine l’da i ee izmenchivosti v Arkticheskom bassejne v 2006-2009 godah // Led i sneg. ‒ 2011. ‒ T. 3, № 115. ‒ C. 99-104.

19. Serovetnikov S. S., Frolov S. V., Klejn A. E. Sudovoj televizionnyj kompleks – realizaciya avtomatizirovannoj sistemy naturnyh izmerenij tolshchiny morskogo l’da // Rossijskaya Arktika. ‒ 2018. ‒ T. 2. ‒ C. 41-55. DOI: 10.24411/2658-4255-2018-00017

21. Toyota T. Application of remote sensing to the estimation of sea ice thickness distribution // Advances in geoscience and remote sensing / Jedlovec G. ‒ London UK, 2009.

31. Haas C., Howell S. E. L. Ice thickness in the Northwest Passage // Geophysical Research Letters. ‒ 2015. ‒ V. 42 (18). ‒ pp. 7673-7680. https://doi.org/10.1002/2015GL065704

32. Brown R., Cote P. Interannual Variability of Landfast Ice Thickness in the Canadian High Arctic, 1950-89 // Arctic. ‒ 1992. ‒ V. 45. ‒ pp. 273-284. https://www.jstor.org/stable/40511459

34. Nauchnye issledovaniya v Arktike. Tom 2. Klimaticheskie izmeneniya ledyanogo pokrova morej Evrazijskogo shel’fa. / Frolov I. E., Gudkovich Z. M., Karklin V. P., Kovalev E. G., Smolyanickij V. M. ‒ SPb: Nauka, 2007. ‒ 136 s.

35. Pripaj i zapripajnye polyn’i Arkticheskih morej Sibirskogo shel’fa v konce XX — nachale XXI veka. / Karelin I. D., Karklin V. P. ‒ SPb: AANII, 2012. ‒ 180 s.

36. Ledovye usloviya morej Evropejskoj chasti Rossii. / Dumanskaya I. O. ‒ Moskva, 2014. ‒ 605 s.

37. Ledovye usloviya morej Aziatskoj chasti Rossii. / Dumanskaya I. O. ‒ Moskva, 2017. ‒ 637 s.

39. Ivanov B. V., Pavlov A. K., Andreev O. M., ZHuravskij D. M., Svyashchennikov P. N. Issledovaniya snezhno-ledyanogo pokrova zaliva Gren-f’ord (arh. SHpicbergen): istoricheskie dannye, naturnye issledovaniya, modelirovanie. // Problemy Arktiki i Antarktiki. ‒ 2012. ‒ T. 2. ‒ C. 43-54.

42. Melling H. Sea ice of the northern Canadian Arctic Archipelago // Journal of Geophysical Research: Oceans. ‒ 2002. ‒ V. 107 (C11). ‒ pp. 2-1-2-21. https://doi.org/10.1029/2001JC001102

44. Laxon S., Peacock N., Smith D. High interannual variability of sea ice thickness in the Arctic region // Nature. ‒ 2003. ‒ V. 425 (6961) ‒ pp. 947-950. DOI: 10.1038/nature02050

46. Rothrock D. A., Yu Y., Maykut G. A. Thinning of the Arctic sea-ice cover // Geophysical Research Letters. ‒ 1999. ‒ V. 26 (23). ‒ pp. 3469-3472. https://doi.org/10.1029/1999GL010863

47. Shy T. L., Walsh J. E. North Pole ice thickness and association with ice motion history 1977–1992 // Geophysical Research Letters. ‒ 1996. ‒ V. 23 (21). ‒ pp. 2975-2978.

49. Winsor P. Arctic sea ice thickness remained constant during the 1990s // Geophysical Research Letters. ‒ 2001. ‒ V. 28 (6). ‒ pp. 1039-1041. https://doi.org/10.1029/2000GL012308

54. Ivanov V. V., Alekseev V. A., Alekseeva T. A., Koldunov N., Repina I. A., Smirnov A. V. Arkticheskij ledyanoj pokrov stanovitsya sezonnym? // Issledovaniya Zemli iz kosmosa. ‒ 2013. № № 4. ‒ C. S. 50–65. http://dx.doi.org/10.7868/S0205961413040076

55. Frolov S. V., Makarov E. I., Tret’yakov V. YU., Serovetnikov S. S., Alekseeva T. A., Grishin E. A., Pryahin S. S., Sapershtejn E. B., YAroslavceva S. I., Sergeeva I. A. Svidetel’stvo o gosudarstvennoj registracii bazy dannyh №2019621801 «STK-LED» // Book Svidetel’stvo o gosudarstvennoj registracii bazy dannyh №2019621801 «STK-LED» / Editor, 2019.

56. Buzuev A. YA., Frolov S. V., YUlin A. V. Vydayushchiesya morskie plavaniya v moryah Sibirskogo shel’fa i Arkticheskom bassejne vo vtoroj polovine XX veka. // ICETECH’2000 ‒ SPb, 2000. ‒ C. 79-83.

57. Rezul’taty pervoj nauchnoj ekspedicii v pripolyusnom rajone na atomnom ledokole «Sibir'». Pod red. CHilingarova A. N., Krutskih L. ‒ L.: Gidrometeoizdat, 1990. ‒ 176 s.

58. Frolov S. V., YUlin A. V. Specializirovannoe gidrometeorologicheskoe obespechenie vysokoshirotnyh rejsov NES «Akademik Fedorov» v 2000, 2004-2005 gg. // Problemy Arktiki i Antarktiki. ‒ 2006. ‒ T. 75. ‒ C. 128-139.

60. YUlin A. V. Osnovnye rezul’taty ledovyh nablyudenij za tolshchinoj ledyanogo pokrova v vysokoshirotnoj arkticheskoj ekspedicii ACEX-2004. // Problemy Arktiki i Antarktiki. ‒ 2007. ‒ T. 77. ‒ C. 107-114.

61. Alekseeva T. A., Serovetnikov S. S., Frolov S. V., Sokolov V. T. Ledovye usloviya plavaniya v Arkticheskom bassejne v letnij period 2018 goda. // Rossijskaya Arktika. ‒ 2018. ‒ T. 2. ‒ C. 31-40. DOI: 10.24411/2658-4255-2018-00016

62. Frolov S. V., Fedyakov V. E., Tret’yakov V. YU., Klejn A. E., Alekseev G. V. Novye dannye ob izmenenii tolshchiny l’da v Arkticheskom bassejne // Doklady Akademii Nauk. ‒ 2009. ‒ T. 425, № 1. ‒ C. 104-108.

64. Gudkovich Z. M., Kovalev E. G. Kolebaniya ledovitosti rossijskih arkticheskih morej v HKH v. i ocenka ee vozmozhnyh izmenenij v HKHI v // Nauchno-prakticheskoe soveshchanie «Gidrometeorologicheskoe obespechenie hozyajstvennoj deyatel’nosti v Arktike i zamerzayushchih moryah ‒ Sankt-Peterburg, 2002. ‒ C. 36-45.

65. Nauchnye issledovaniya v Arktike. Tom 1. Nauchno-issledovatel’skie drejfuyushchie stancii «Severnyj polyus». / Frolov I. E., Gudkovich Z. M., Radionov V. F., Timohov L. A., SHirochkov A. V. ‒ SPb: Nauka, 2005. ‒ 267 s.

Статья представлена в открытом доступе в полнотекстовом формате по лицензии Creative Commons 4.0

Источник