Антарктический морской лед #1: физическая роль и функции

Морской лед образуется при замерзании поверхности океана (при температуре около -1,8° C) и является одним из основных изменяющихся компонентов криосферы Земли. Ежегодно морской лед преобразует огромную площадь Южного океана к югу от ~55° ю.ш. (рис. 1), причём его площадь увеличивается более чем в пять раз — с 2-4 млн км2 в феврале до 19-20 млн км2 в сентябре (почти в 1,5 раза больше площади Антарктического континента) (Parkinson 2019). При этом морской лед оказывает значительное влияние на океан и атмосферу, а также на ключевые физические, биологические и химические процессы. Это влияние носит не только региональный, но и глобальный характер, благодаря воздействию на глобальный перенос тепла через океанскую и атмосферную циркуляцию (Rintoul et al. 2018; England et al. 2020).

Антарктический морской лед отличается от арктического, во многом благодаря разным географическим условиям двух полярных регионов (Maksym, 2019). В то время как арктический морской лед простирается до полюса и в значительной степени окружен сушей, антарктический морской лед образуется вокруг континента, расположенного на Южном полюсе. Антарктический морской лед простирается к югу не далее 78° ю.ш., но его протяженность (зимой до максимума около 55° ю.ш.) не ограничена сушей. Напротив, он остается в контакте с Южным океаном, где дуют самые сильные ветры и образуются самые большие волны на планете, испытывая на себе его сильное влияние. Отличия существуют также в средних годовых циклах и сезонности. В то время как цикл арктического морского льда симметричен (с практически одинаковой длиной сезонов формирования и таяния), антарктический морской лед имеет относительно короткий (5-месячный) сезон таяния и относительно длинный (7-месячный) сезон формирования (Parkinson 2019). Факторы, определяющие сезонность антарктического морского льда, описаны в Stammerjohn and Maksym (2017), Eayrs et al. (2019) и Roach et al. (2022).

Антарктический морской лед состоит из двух основных компонентов:

• динамичный паковый лед, состоящий из участков льда, называемых «льдинами«, которые находятся в постоянном движении под воздействием ветров, течений, приливов и волн; 
• относительно узкая прибрежная зона неподвижного припайного льда, который прикреплен (в некоторых местах) к антарктическому побережью, островам и/или айсбергам, севшим на мель в водах с глубиной менее ~500 м (Massom and Stammerjohn 2010; Fraser et al. 2020).

В обоих случаях морской лед перехватывает снежные осадки, которые в противном случае выпали бы непосредственно в океан, а образовавшийся на льду снежный покров существенно изменяет физические, биогеохимические и оптические свойства морского льда (Sturm and Massom 2017).

Морской лед находится под влиянием взаимодействия термодинамических процессов (замерзание и таяние) и динамических процессов (движение и деформация льда под воздействием ветра, океанических течений, приливов и волн) (Weeks, 2010). Термодинамические процессы замерзания и таяния тонко зависят от солености (содержания соли) океана и его температуры. Например, увеличение стратификации верхнего слоя океана из-за усиленного поступления пресной воды в результате таяния ледяного шельфа может увеличить скорость регионального образование морского льда и конкурировать с потеплением океана или противостоять ему (Bintanja et al. 2013; Pellichero et al. 2018). Циркуляционные обратные связи из тропиков также влияют на положение и силу циклонов и антициклонов, изменяя региональный рост/нарастание и таяние/отступление морского льда (Stammerjohn and Maksym 2017; Yuan et al. 2018). Кроме того, помимо местного роста/отступления, на количество и состояние морского льда в любом конкретном районе влияет зональный перенос (адвекция) морского льда как в рамках Антарктического прибрежного течения (на запад), так и Антарктического циркумполярного течения (на восток); этот вклад примерно на порядок меньше, чем местные процессы (Kimura and Wakatsuchi 2011).

Важными характеристиками морского льда являются его общая пространственная протяженность (площадь морского льда), концентрация покрытия в любом конкретном районе (сплочённость), сезонность (время ежегодного наступления и отступления кромки льда и, как следствие, продолжительность морского льда), скорость образования и таяния, движение и деформация, а также толщина как льда, так и его снежного покрова.

Покрывая до ~4% поверхности планеты (6,5%, включая Антарктический континент), антарктический морской лед воздействует на взаимодействие и процессы в атмосфере и океане в высоких широтах и является ключевым фактором сохранения холода в южной полярной области. С одной стороны, морской лед значительно увеличивает отражательную способность (альбедо) поверхности океана: ~80-90% поступающего солнечного излучения отражается от заснеженного морского льда по сравнению с ~7% от свободного ото льда океана (Brandt et al. 2005) — это означает, что заснеженный морской лед отражает почти весь поступающий солнечный свет, защищая гораздо более темную поверхность океана от прямого нагрева Солнцем.

Зимой, когда солнечный свет практически не достигает высоких широт (полярная ночь), присутствие морского льда значительно снижает обмен теплом, парниковыми газами (например, водяным паром и CO2) и импульсом между океаном и атмосферой (Weeks 2010). Любой открытый участок океана в пределах зимнего пакового льда становится относительной «горячей точкой» для потери тепла океаном и приповерхностного потепления атмосферы (Turner et al. 2013), вместе с увеличением количества одяного пара и CO2 выбросываемого в атмосферу. Летом, когда происходит быстрое таяние, присутствие морского льда препятствует поглощению океаном поступающей на поверхность солнечной радиации, тем самым поддерживая более низкую температуру воздуха у поверхности. Поскольку морской лед также уменьшает передачу импульса (энергии ветра), он также уменьшает ветровое перемешивание верхних слоев океана (McPhee 1991).2 

Накопление снежного покрова существенно изменяет физические и оптические свойства морского льда и влияет на взаимодействие между атмосферой и океаном (Sturm and Massom 2017). Снег не только обладает одним из самых высоких альбедо среди всех природных веществ на планете (Perovich 1990), но и является сильным теплоизолятором, что снижает потери тепла со льда и замедляет его утолщение (Sturm and Massom 2017). Одновременно, что несколько парадоксально, снег также способствует увеличению толщины льда, утяжеляя и опуская поверхность льда ниже поверхности моря, что приводит к затоплению и образованию слоя слякоти (снежницы), который образует «снежный лед», когда замерзает на существующей поверхности льда (Massom et al. 2001). Образование снежного льда — широко распространенное, но плохо поддающееся количественной оценке явление в районе Антарктиды (Maksym and Markus, 2008), которое, вероятно, будет приобретать все большее значение в условиях потепления климата, поскольку содержание влаги в атмосфере и количество выпадающего снега, вероятно, будут увеличиваться (Massom and Stammerjohn 2010). В конце весны – начале лета наличие толстого снежного покрова может также продлить ледовый сезон в некоторых регионах, в том числе создать области многолетнего морского льда (Eicken et al. 1995).

Образование и разрушение морского льда оказывает сильное влияние на океан. Каждую зиму, когда морская вода замерзает и кристаллизуется в лед, она выбрасывает большую часть солей, образуя густой рассол, который перемешивается в океане. Таким образом, образование морского льда осенью/зимой забирает пресную воду из океана, но весной/летом эта пресная вода возвращается обратно, когда морской лед тает. Этот сезонный цикл перераспределяет соль и пресную воду и является ключевым фактором, определяющим сезонную структуру, стратификацию и свойства Южного океана и его циркуляцию (Pellichero et al. 2018). Особенно высокие темпы образования морского льда и, как следствие, отторжения рассола наблюдаются в прибрежных полыньях (Tamura et al. 2016), где повторяющиеся и постоянные области открытой воды в морском ледяном покрове поддерживаются сильными ветрами и океаническими течениями (Barber and Massom 2007). В этих регионах с чрезвычайно высокой продукцией морского льда может происходить полное вертикальное перемешивание образовавшегося рассола. В ограниченном числе важных полыней (например, в море Росса, море Уэдделла, Земле Адели и Земле Мак. Робертсона) образуется очень холодная, плотная и соленая водная масса, известная как антарктическая придонная вода (AABW). В свою очередь, ААБВ является одним из основных компонентов глобальной термохалинной циркуляции океанических вод, которая играет определяющую роль в климате Земли (Meredith and Brandon 2017). Любое существенное долгосрочное уменьшение размера или продолжительности полыньи и связанной с ней образованию морского льда приведет к сокращению производства ААБВ, замедлению термохалинной циркуляции в Мировом океане и изменению ее влияния на глобальный климат в масштабах от десятилетнего до столетнего времени (Broecker 1991). Формирование ААБВ также подвержено поступлению пресной воды в результате усиленного базального таяния прибрежных ледяных шельфов и ледников, а также поверхностного стока талых вод в океан (Williams et al. 2016).

Морской лед также регулирует поглощение антропогенного тепла и CO2 из атмосферы (Bitz et al. 2006; Fogwill et al. 2020), влияя на циркуляцию, стратификацию и перемешивание, температурные градиенты и биогеохимические процессы Южного океана. Этот процесс имеет большое климатическое значение в условиях глобального потепления, поскольку высокоширотный Южный океан служит важнейшим поглотителем тепла и углерода для планеты и, следовательно, способствует замедлению антропогенного изменения климата (Frölicher et al. 2015).

Кроме того, морской лед выполняет множество значимых функций в районе таяния Антарктического ледникового щита. Морской лед помогает поддерживать стабильность и прочность ледяных шельфов (Massom et al., 2010), тем самым способствуя регулированию ледникового стока в океан и, как следствие, повышению уровня моря. Он может замедлять течение ледников, сокращать потери массы за счет фиксации и механического скрепления ледяных шельфов (в виде припайного льда), таким образом внешние границы шельфового ледника с трещинами защищены от потенциально разрушительных океанских волн (Massom et al. 2018). В результате отрыв припайного льда (Arthur et al. 2021) или увеличение безморозного периода (Reid and Massom, 2022) может повысить восприимчивость окраин ледяных шельфов к таянию и даже вызвать более масштабные разрушения ледовых шельфов, уже ослабленных трещинами, таянием. Например, как  шельфовые ледники Ларсена А и Б и ледник Уилкинса на Антарктическом полуострове с 1995 года (Massom et al. 2018). В то же время в некоторых регионах процессы, связанные с морским льдом, влияют на проникновение теплых океанических вод в полости ледяного шельфа (Khazendar et al. 2013), усиливая или замедляя таяние и истончение основания ледяного шельфа (Rignot et al. 2013).

Морской лед также играет важную роль в полярных биогеохимических циклах, которые связаны с экосистемами и погодой/климатом, выступая в качестве активного биогеохимического реактора на границе океан — атмосфера (Vancoppenolle et al. 2013; BEPSII). Таким образом, взаимосвязанные физические, биологические и химические процессы, происходящие в субстрате морского льда, приводят к потокам биогенных газов (включая CO₂ и диметилсульфид) из океана в атмосферу, которые являются активными компонентами климатической системы. Например, атмосферные аэрозоли, связанные с диметилсульфидом, выделяемые ледяными водорослями и цветением фитопланктона у кромки льда, образуют ядра для формирования облаков (Charlson et al. 1987), которые затем регулируют уровень радиации на поверхности. Это потенциально важный механизм обратной связи, который требует дальнейшего изучения (Goosse et al. 2018).

Наконец, морской лед оказывает значительное влияние на судоходство и деятельность человека вокруг Антарктиды, включая научные исследования на судах, логистические операции, такие как  снабжение станций (COMNAP 2015), и коммерческую деятельность, такую как рыболовство (CCAMLR) и туризм (IAATO). Такая деятельность требует точной информации о о состоянии морского льда и его прогнозирование (включая моделирование). Следующее поколение сопряженных моделей (атмосфера-океан-морской лед) станет шагом к заполнению этого критического пробела (Jung et al., 2016).

Наше понимание взаимосвязанной антарктической системы морского льда, а также ее изменений и изменчивости в настоящее время замедляет отсутствие адекватных наблюдений за ключевыми аспектами ледовой среды (в частности, толщиной льда и поврехностного снега, а также подледными условиями в океане) и соответствующими процессами (Polar Research Board et al. 2017).  Для устранения пробела в знаниях необходимо разрабатывать скоординированные программы комплексных и долгосрочных междисциплинарных наблюдений за системой «морской лед – Южный океан – атмосфера – ледяной щит» – как предлагается в работе (Smith et al., 2019) и в рамках Южной океанической наблюдательной системы (SOOS, Southern Ocean Observing System; Newman et al., 2019). Эти усилия должны дополняться специализированными междисциплинарными экспериментальными и процессно-ориентированными исследованиями, интегрированными с моделированием земной системы и спутниковым дистанционным зондированием.

Автономные технологии, работающие на льду, надо льдом и подо льдом, играют ключевую роль в углублении нашего понимания антарктическойкриолитосферы, а также в преодолении разрыва временных и пространственных масштабов между детальными наземными наблюдениями (на уровне ледового поля) и спутниковыми наблюдениями с низким разрешением (но большим охватом) (Smith et al. 2019). Калибровка и валидация спутниковых продуктов до сих пор в значительной степени отсутствуют, однако они крайне важны, учитывая неоценимую роль спутников в обеспечении систематических измерений и мониторинга морского льда Антарктики на больших пространственных и временных масштабах (Lubin and Massom 2006).

Если крупномасштабное горизонтальное распределение антарктического морского льда (концентрация, площадь и протяженность) надежно и непрерывно измеряется из космоса с 1979 года, то с толщиной морского льда и снежного покрова дело обстоит иначе (Maksym et al., 2012; Webster et al. 2018). В результате отсутствует достоверная исходная информация о крупномасштабных распределениях толщины антарктического морского льда и снежного покрова, не говоря уже об их динамике. Современные знания о толщине в значительной степени ограничены наземными и надземными наблюдениями, которые, несмотря на свою детальность и ценность, остаются фрагментарными в пространственно-временном отношении. Спутниковые радарные и лазерные альтиметры (такие как ICESat-2) являются ключевым инструментом для заполнения критического пробела в знаниях о морском льде. Появляются важные новые массивы данных (Paul et al., 2018; Kacimi и Kwok, 2020), однако сохраняются проблемы, связанные с калибровкой, валидацией и оценкой неопределённостей измерений (Kern и Spreen, 2015).

Отсутствие точной информации о количестве осадков и, что особенно важно, о типе осадков над зоной антарктического морского льда также является критическим пробелом в знаниях (Webster et al., 2018), особенно для понимания их влияния на морской лед. Осадки над Южным океаном трудно поддаются моделированию (Boisvert et al., 2020; Lang et al., 2021), однако их связь с морским льдом имеет решающее значение для понимания более широких контекстных экологических переменных, таких как накопление снега в ледяном щите и баланс массы (Wang et al., 2020).

Современное поколение климатических моделей демонстрирует относительно низкую способность воспроизводить наблюдаемые закономерности изменчивости и изменения площади и сезонной динамики антарктического морского льда, по крайней мере, наблюдаемые со спутников с 1979 г. (Hobbs et al. 2016). Это объясняется сочетанием следующих факторов: (i) сложности  взаимосвязанных процессов (Polar Research Board et al. 2017); (ii) неполное понимания и параметризации процессов и их обратных связей (Notz and Bitz 2017); и (iii) неспособности климатических моделей достоверно воспроизводить крупномасштабные процессы атмосферной циркуляции, влияющие на морской лед (Liu et al. 2002). Все эти факторы, в свою очередь, существенно ограничивают нашу способность предсказывать  динамику антарктического морского льда, локальные и глобальные последствия его изменения (см. Антарктический морской лед #3).