Ледовые условия

Общая характеристика

По ледовым условиям Японское море можно разделить на 3 района: Татарский пролив, район от м. Поворотного до м. Белкина и залив Петра Великого. В зимний период постоянно лед наблюдается только в Татарском проливе и заливе Петра Великого, на остальной акватории лед, за исключением закрытых бухт и заливов, наблюдается не всегда. Самым холодным районом является Татарский пролив, где в зимний период формируется и локализуется более 90% всего льда, наблюдаемого в Японском море. Исходя из этого, общий анализ характера распределения ледовых условий Японского моря можно проводить, базируясь только на данных о состоянии ледяного покрова Татарского пролива.

По многолетним данным продолжительность периода со льдом в заливе Петра Великого составляет около 120 дней, а в Татарском проливе в силу его большой меридиональной протяженности, - от 40 - 80 дней в южной части пролива до 140-170 дней в северной его части.

Первое появление льда повсеместно наблюдается в вершинах бухт и заливов, закрытых от ветра, волнения и имеющих опресненный поверхностный слой. В умеренные зимы в заливе Петра Великого первое появление льда обычно наступает во второй декаде ноября. В Татарском проливе в вершинах заливов Советская Гавань, Чихачева и проливе Невельского первичные формы льда наблюдаются уже в начале ноября. Раннее ледообразование в заливе Петра Великого (Амурский залив) наступает в начале ноября, в Татарском проливе - во второй половине октября. Позднее - в конце ноября. В начале декабря развитие ледяного покрова вдоль о. Сахалин происходит быстрее, чем вблизи материкового берега и соответсвенно в восточной части Татарского пролива в это время льда больше, чем в западной. К концу декабря количество льда на восточной и западной переферии выравнивается, и после достижения параллели м. Сюркум направление кромки меняется: смещение ее вдоль сахалинского берега замедляется, а вдоль материкового - активизируется. В начале января лед заполняет всю северную часть Татарского пролива примерно до широты м. Ламанон.

В Японском море ледяной покров достигает максимального развития в середине февраля. В среднем льдом покрывается около 52% площади Татарского пролива и 56% площади залива Петра Великого. В Татарском проливе абсолютный максимум ледовитости (86,8% от площади пролива) был зафиксирован в зиму 1950 – 51 гг. В заливе Петра Великого этот максимум пришелся на зиму 1969 – 70 гг. (95% от площади залива). Минимум ледовитости в Татарском проливе зафиксирован в 1991 г. (23,7% от площади пролива).

Кромка льда в феврале занимает крайнее южное положение, и ледовитость моря достигает своих максимальных значений. В теплые зимы она не превышает 2,7 %, в умеренные составляет 5,4 %, а в суровые зимы увеличивается до 10,3 % от площади поверхности моря (за 100% принята площадь моря, равная 1062000 км2). Кромка льда в период своего максимального распространения на западе моря опускается до 39° с.ш., а на востоке – до 43° с.ш. (рис. 3). В теплые и умеренные по суровости зимы лед встречается лишь в заливе Петра Великого и Татарском проливе. Весенние процессы, способствующие таянию льда, начинают проявляться в конце февраля, но особенно резко, в последующие два месяца. Кромка льда смещается на север и в наиболее теплые годы лед полностью исчезает в море к концу апреля. После очень суровых зим отдельные участки со льдом можно встретить вблизи пролива Невельского даже в конце мая. Раннее очищение Японского моря ото льда наступает во второй декаде апреля, позднее – в конце мая – в начале июня [2, 3, 5, 6].

Средняя многолетняя граница льдов, куда они могут доходить с севера с ветрами и течениями, приблизительно проходит от залива Посьет на западном берегу моря до мыса Камуи на острове Хоккайдо, вдаваясь к северу почти до 46-й параллели. К северу от этой линии льды появляются ежегодно, к югу от нее в открытом море их почти никогда не бывает. Лишь в очень морозные зимы в мелких бухтах западного берега возможно появление мелкобитого льда и особенно сала. До 46° с.ш. обычно наблюдается сало, шуга и мелкобитый лед. Севернее 46° с.ш. льды становятся более сплоченными, а толщина их доходит до 30–60 см; за 48° с.ш. их сплоченность возрастает еще больше, особенно у берегов, где толщина льдов на ровных полях доходит до 50–100 см. Ледяной покров Японского моря крайне неустойчив. Благодаря господствующим зимой сильным северо–западным ветрам льды почти непрерывно взламываются и дрейфуют в юго–западном и южном направлениях, особенно в средней части моря, где почти в течение всей зимы наблюдаются сильные подвижки льда и широкие разводья. По этой причине льды часто сгоняются к сахалинскому берегу, образуя здесь мощные нагромождения торосов до шести метров высотой. При длительном юго–восточном ветре торосы образуются и у материкового берега, но меньшей высоты до 2 – 3 м.

Следует отметить, что восточные части Татарского пролива и залива Петра Великого менее ледовиты, чем их западные акватории. По многолетним данным продолжительность периода со льдом в заливе Петра Великого составляет около 120 дней, а в Татарском проливе в силу его большой меридиональной протяженности, от 40 – 80 дней в южной части пролива до 140-170 дней в северной его части.

Рисунок 3 - Среднее многолетнее положение кромки льда в период максимального развития ледяного покрова (1) и предельная граница распространения льда (2) в Японском море

 

По происхождению льды Японского моря можно разделить на льды местного образования и льды речные. Последние в общем балансе льдов Японского моря играют незначительную роль. Сравнительно важным источником речных льдов служит Амурский лиман, из которого в весеннее время поступает лед, образовавшийся непосредственно в лимане, и выносимый Амуром.

По динамическому признаку льды Японского моря разделяются на неподвижные, или припай, образующийся в прибрежной зоне, и плавучие, составляющие основной вид льдов Японского моря.

Несмотря на относительно небольшую площадь, занимаемую льдом в Японском море, сплоченность, возраст и формы льда  отличаются значительным пространственно-временным разнообразием. Например, при сильных и продолжительных западных и северо-западных ветрах, происходит вынос льда в центральную и восточную часть Татарского пролива. Одновременно вдоль западного побережья образуется полынья шириной до 5-10 миль, где, в свою очередь, происходит интенсивное продуцирование  начальных видов льда. При продолжительных штормах с ветрами северных направлений происходит разрежение, а при южных ветрах - сплочение льда в центральной части пролива, приводящее к смещению кромки льда на север.

В заливе Петра Великого к середине  декабря, в восточных и северных частях Амурского и Уссурийского заливов, а также в заливе Посьет преобладают зоны льда сплоченностью 7-9 баллов. В бухтах и заливах центрального Приморья сплоченность льда не превышает 6 баллов, и только в бухте Преображения и гавани Тихая Пристань сплоченность льда может достигать 9-10 баллов.

Распределение возрастных видов льда  имеет свои закономерности. В самой северной части пролива, как правило, наблюдается зона серого льда с преобладающей сплоченностью 9 баллов. Южнее ее располагается массив сплоченного серо-белого и тонкого однолетнего льда. В прикромочной зоне шириной 10-15 миль преобладает битый серо-белый лед. В мягкие зимы более тяжелый лед скапливается у западного и юго-западного побережья, а в зимы, близкие к норме, - концентрируется вдоль сахалинского берега. Ледовитым зимам соответствует широтное распределение возрастных зон льда: от пролива Невельского молодой лед постепенно переходит в более старые виды, и только вблизи ледовой кромки повторяемость молодого льда вновь увеличивается.

В январе-феврале Амурский и Уссурийский заливы в основном заполнены серым и серо-белым льдом сплоченностью 7-9 баллов. Понижение температуры способствует смерзанию малых форм льда в поля сморози, которые, начиная с января, встречаются по всей акватории Амурского и Уссурийского заливов. Весной в результате интенсивного таяния сплоченность льда быстро уменьшается, исчезают молодые виды льда и увеличивается процентное содержание более старого льда. В середине марта сплоченный лед можно встретить только в северной половине Амурского и восточных районах Уссурийского заливов. За одну-две декады до окончательного очищения сплоченность льда повсеместно уменьшается до 1-3-х баллов.

 

Тенденции изменений

Многолетний ряд данных о ледовых условиях на Японском море позволил провести статистическую обработку имеющейся ледовой информации, проанализировать кривые сезонного хода ледовитости (рис. 4) и ее изменчивости (рис. 5), провести типизацию зим по характеру ледовых условий (табл.1.).

Рисунок 4 - Сезонное распределение экстремально малой (1), экстремально большой (2) и средней (3) многолетней ледовитости Японского моря [6]

Рисунок 5 - Сезонные распределения  среднего квадратичного отклонения (s) ледовитости Японского моря [6]

Учитывая близость анализируемых распределений к нормальному закону, интервалы типов определялись в долях среднеквадратических отклонений. К нормальным по ледовитости были отнесены зимы, в которых превалирующее большинство отклонений декадных ледовитостей от средних в течение ледового периода попадали в интервал:

|ΔX_ij ≤ σ_j|         (1)

где σ_j - среднее квадратичное отклонение ледовитости в j-ю декаду.

Выбор подобного интервала изменчивости (± σ_j) для формирования класса зим, по ледовым условиям близким к нормальным, связан с требованиями, предъявляемыми к качеству долгосрочных прогнозов.

Таблица 1 - Типизация зим по характеру ледовых условий (ледовитости)

Японское море
Минимально ледовитые годы	Нормально ледовитые годы	Максимально ледовитые годы
		1959-61
	1961-62
1962-63
	1963-66
		1966-67
	1967-70
		1970-71
	1971-73
1973-74
	1974-78
		1978-79
	1979-80
1980-81
	1981-84
		1984-85
	1985-89
1989-91
	1991-94
1994-95
	1995-00

Соответственно, повторяемости различных типов зим, при заданных критериях классификации (табл.1), составила:14.2% - минимально ледовитые, 71.8% - близкие к норме и 14.0% -максимально ледовитые зимы.

В плане анализа многолетней изменчивости особенно интересным представилось оценить существование направленной тенденции в развитии ледовых условий, а также выявить более мелкомасштабные квазипериодические ее составляющие. Компоновка рядов ледовитости для оценки многолетней изменчивости проводилась следующим образом: из совокупности декадных данных извлекались значения, отстоящие друг относительно друга на период, равный одному году. Для примера, на рисунке 6 представлены многолетние распределения средних декадных ледовитостей для центральных декад каждого месяца ледового периода.

Рисунок 6 -. Многолетнее распределение средних декадных ледовитостей в Татарском проливе [6]

 

По ним проверялась гипотеза о наличии трендовой составляющей. Для этой цели использовался линейный фильтр, выделяющий из смеси с белым шумом линейную функцию времени ?(t). Весовая функция этого фильтра имеет вид:

t=1,2,...,n ,        (1)

а среднеквадратичная погрешность угла наклона ? есть

(2)

где σ_t² - дисперсия анализируемого временного ряда L(t).

Расчетные параметры, полученные для рядов среднедекадной ледовитости, приведены в таблице 2.

Таблица 2 - Оценки трендовой составляющей и вероятности ее проявления в распределениях  ледовитости  Японского моря

	Декабрь	Январь	Февраль	Март	Апрель
Lсредняя	13.8	37.7	44.9	38.5	7.0
σt	9.3	9.3	9.4	10.5	6.6
α	0.01	0.01	-0.17	-0.31	-0.06
σα	0.12	0.12	0.12	0.13	0.09
Вероятность наличия линейного тренда	59%	6%	83%	99%	50%

В таблицах L_сред. - среднее значение ледовитости, σ_t - среднеквадратическое отклонение анализируемого временного ряда L(t), α, σ_α - параметры линейного тренда (угол наклона и среднеквадратичная погрешность оценки угла наклона, соответственно). По значениям α и σ_α оценивалась вероятность существования линейного тренда.

Исходя из приведенных оценок, высокая вероятность наличия отрицательного тренда отмечается и в период максимального ледонакопления (февраль – около 83%) и начала разрушения ледяного покрова (март – до 99%). Однако, характер возможного тренда в ледовых процессах в Японском море весьма своеобразен и отличается заметной изменчивостью в многолетнем плане, а именно: угол наклона вероятной трендовой составляющей меняется от положительного в декабре до практически нулевого в январе и отрицательного в последующие декады ледового периода. Это свидетельствует о некоторой активизации процессов ледообразования в начальный период (декабрь), замедления - в период максимального ледонакопления (февраль) и ускорения процессов разрушения льда (март) и очищения моря ото льда (апрель) от шестидесятых годов XX века к началу XXI века.

Наличие разновероятностных оценок существования тренда в течение ледового периода свидетельствует о направленном изменении характера сезонных процессов в Японском море.

Справочные пособия и атласы

На основе обобщения данных многолетних наблюдений составлено электронное информационно-справочное пособие (ЭИСП) «Режим и изменчивость состояния ледяного покрова Японского моря» http://pacificinfo.ru/eisp/japansea/, а также атласы границ распространения льда с различными характеристиками [10-12].

ЭИСП включает в себя совокупность обобщенных данных по ледовитости Японского моря, представленных в виде табличных, графических и текстовых материалов. ЭИСП состоит из информационного блока, электронного атласа, архива данных наблюдений и пользовательских программных средств для работы в среде Интернет.

Информационный блок содержит следующие сведения:

• Источники данных, способы организации и структура архива.
• Описание методов анализа характеристик ледового режима.
• Физико-географические характеристики и гидрометеорологические условия.
• Общая характеристика ледового режима Японского моря. Основные черты развития ледовых процессов.

Архив данных содержит материалы многолетнего ряда наблюдений над характеристиками:

• Сплоченность преобладающего льда.
• Толщина преобладающего льда.
• Формы преобладающего льда.
• Заснеженность ледяного покрова.
• Торосистость.

Все имеющиеся данные наблюдений систематизированы по квадратам и декадам за период 1961-1989 гг. (проводится пополнение архива).

Программные средства электронного атласа обеспечивают возможность доступа к данным архива и визуализации всей доступной информации на дискретных картах переменного масштаба в динамическом режиме по запросу пользователя. Карты формируются в главном окне меню и снабжены шкалой цветности по градации в баллах для каждой характеристики [4].

Исходной информацией при создании архива данных о ледовых условиях Японского моря послужили:

• - карты ледовых авиаразведок над дальневосточными морями;
• - спутниковые снимки ледяного покрова морей, получаемые с ИСЗ серий “NOАA”, “Метеор”, ”Космос” и др.;
• - гидрометеорологические ежемесячники (ежегодники) по дальневосточному региону, содержащие данные прибрежных гидрометеорологических станций и постов.

В качестве дополнительной информации привлекались прибрежные радиолокационные и вертолетные наблюдения за льдом, попутные судовые наблюдения, сведения и т.д.

Вся имеющаяся информация о состоянии ледяного покрова, получаемая в течение определенной декады, картировалась и подвергалась предварительному анализу. Основой при выборке исходных данных о ледовом состоянии морей до 1992 года служили данные ледовых авиаразведок, проводимых в течение данной декады, а после 1992 года - наблюдения из космоса. Обычно в течение декады имеется несколько карт или снимков ледяного покрова. Полученные фрагменты ледовой обстановки, включая данные прибрежных наблюдений гидрометеостанций и постов, осредняются для данной декады по всему морю. Одновременно проводился и критконтроль получаемой информации (данные процедуры, обычно, выполняются в оперативных подразделениях гидрометслужбы, занимающихся сбором и первичным анализом ледовой информации). То есть, минимальная дискретность построения карт ледовой обстановки, охватывающих всю акваторию моря и представляющих практически непрерывный ряд в течение ледового периода, составила одну декаду. Более высокое временное разрешение, учитывая сложность получения ледовой информации (обширные акватории, наличие неблагоприятных погодных условий и т.д.) возможно только для отдельных локальных акваторий, причем, получаемые ряды, в силу уже изложенных причин, будут заведомо неэквидистантны.

По средним декадным картам ледовых условий определялись значения ледовитостей, фиксировалось положение кромки льда, выделялись области с заданными ледовыми условиями и при необходимости подсчитывались их площади, снимались значения различных ледовых характеристик (сплоченность, толщина/возраст, формы льда, торосистость, заснеженность).

Для численного представления положения кромки льда или границ зон с различными ледовыми характеристиками использовалась система фиксированных направлений, когда положение кромки льда аппроксимируется точками пересечения реальной кромки с определенным образом выбранными направлениями.

Атласы границ распространения льда с различными характеристиками, опубликованные Л.П. Якуниным [10-12], представлены ниже в виде электронных копий карт и включают в себя:

- Атлас границ распространения и крупных форм льда дальневосточных морей России.

- Атлас границ преобладающего однолетнего льда дальневосточных морей России.

- Атлас границ льда сплоченностью 7 и более баллов дальневосточных морей