Влияние арктического ледяного покрова на внутригодовые

Влияние арктического ледяного покрова
на внутригодовые колебания содержания СО2 в атмосфере Северного полушария
В.Н. Голубев, П.Б. Гребенников, Г.А. Ржаницын, С.А. Сократов, Д.М. Фролов, А.В. Шишков
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова
Статья поступила в редакцию 8 декабря 2005 г.
Представлена членом редколлегии А.Ф. Глазовским
Сезонный арктический ледяной покров рассматривается как мембрана, пре
пятствующая газообмену атмосферы и океана.
Исследования ледяных кернов, геологические и
палеогеографические данные свидетельствуют о пери
одических глобальных изменениях температуры возду
ха и содержания парниковых газов, равных современ
ным значениям и даже превышающих их, что позволя
ет сделать предположение об устойчивой динамике
климатической системы Земли, обусловленной ком
плексом космических и земных факторов [1, 6, 7, 15,
16, 17, 21]. Вместе с тем современное потепление кли
мата принято связывать с антропогенной деятельнос
тью и быстрым ростом содержания парниковых газов в
атмосфере Земли, что способно, при отсутствии кон
троля, привести к плохо прогнозируемым и, возмож
но, катастрофическим последствиям [1, 4, 6, 7, 14, 18].
При анализе закономерностей и причин измене
ния климата Земли одним из основных источников
информации служит мониторинг состояния объектов
природной среды, реакция которых на колебания кли
мата характеризуется малой инерционностью, а сами
они в силу обратных связей оказывают влияние на
масштабы этих колебаний. В полярных регионах таки
ми объектами и одновременно факторами климатичес
ких изменений служат морской ледяной и снежный
покровы, а также сезонное промерзание грунтов. Гра
ницы распространения сезонных и многолетних льдов
и снежного покрова надежно фиксируются при назем
ных и аэрокосмических исследованиях, вследствие че
го направленность и масштабы колебаний климата в
арктическом регионе традиционно рассматриваются в
связи с изменениями площади распространения этих
явлений и объектов и их ролью в теплообмене океана,
атмосферы и литосферы, а также в радиационном ба
лансе поверхности Земли [5, 6, 7, 10, 16, 22, 24, 25, 27].
Сезонные вариации распространения
арктического ледяного покрова
Наземные наблюдения за распространением
сезонного и многолетнего морского ледяного покро
ва и космический мониторинг этого явления свиде
тельствуют о масштабных внутригодовых изменени
ях площади льдов в приполярном бассейне — от
Sw=13,5·106 км2 при своем максимальном распро
странении в марте до Ss=5·106 км2 при минималь
ном в сентябре (рис. 1). Интенсивность нараста
ния и таяния сезонных льдов составляет
(dSs /dT) = 0,2·106 км2 на 1° средней месячной тем
пературы. Межгодовые вариации площади зимнего
ледяного покрова не превышают 1,5 млн км2, по
скольку в Северном Ледовитом океане разрастание
ледяного покрова свыше 14 млн км2 ограничивает
ся материковым побережьем на значительной части
Восточного и Западного полушарий. Вариации пло
щади летнего ледяного покрова достигают 3 млн км2,
показывая сильную зависимость от средней темпе
ратуры и продолжительности летнего периода. Еже
годные изменения площади ледяного покрова ΔS в
период спутниковых наблюдений составляли от 4,0
до 8,0 млн км2, причем изменчивость ΔS в большей
степени определяется термическими условиями лет
него периода [3, 5, 6, 10, 16, 22, 23, 25, 27].
Закономерности и особенности нарастания и
таяния ледяного покрова в годовом цикле демонст
рирует представленное на рис. 2 соотношение между
отклонениями среднемесячной площади ледяного
покрова ΔSm и среднемесячной температуры призем
ного слоя воздуха ΔТm от среднегодовых значений.
Ряды точек, показывающих эти соотношения, обра
зуют незамкнутые эллипсы, расположение длинных
осей которых описывается уравнением [3]:
ΔSm = k ·ΔТm км2,
(1)
где k — коэффициент пропорциональности, равный
(0,12–0,22)·106 км2, связывает интенсивность нарас
Рис. 1. Вариации площади S арктического ледяного покрова
при максимальном распространении в марте (1) и ми
нимальном в сентябре (2) и ежегодного летнего сокра
щения (3) в Арктическом бассейне в 1979–2002 гг.
Fig. 1. Area (S) variations of the maximum in March (1) and
minimum in September (2) and annual summer decrease
(3) of the Arctic Sea Ice extent in 1979–2002
49 Материалы гляциологических исследований, вып.101
воде mg зависит от парциального давления pg газа
над раствором:
mg=C⋅pg ,
Рис. 2. Соотношения между отклонениями среднемесячной
температуры приземного слоя воздуха и среднеме
сячной площади нарастающего и тающего ледяного
покрова от среднегодовых значений (по данным ме
теостанции Барроу): 1 — теплое лето и средняя зима,
1984 г.; 2 — теплое лето и холодная зима, 1987 г.;
3 — среднее лето и теплая зима, 1988 г.; 4 — холод
ное лето и теплая зима, 1990 г.
Fig. 2. Ratio between the monthly mean nearsurface air
temperatures as well as between the monthly mean
growing/melting ice and their annual mean values:
1 — warm summer and average winter, 1984;
2 — warm summer and cold winter, 1987; 3 — aver
age summer and warm winter, 1988; 4 — cold sum
mer and warm winter, 1990
тания/сокращения площади морского ледяного по
крова ΔSm с текущими термическими условиями. Зна
чения k в уравнении (1) определяются климатически
ми условиями: низкие значения (0,12•106 км2) свой
ственны годам с большей контрастностью климатиче
ских условий (различие температуры января и июля
ΔТ>40°С), а более высокие (0,22•106 км2) — при сни
жении контрастности (ΔТ<35°С). Отстояние зимне
весенней (верхней) ветви эллипсов от осеннезимней
(нижней) по оси ΔS характеризует запаздывание в из
менениях площади льдов, обусловленное тепловыми
эффектами фазовых переходов и охлаждения и про
гревания ледяного покрова и верхнего слоя морской
воды. При одинаковой температуре приземного воз
духа площадь ледяного покрова в период таяния (ап
рельиюль) оказывается на (2,5–5)·106 км2 больше,
чем в период становления (октябрьянварь).
Регулярные изменения площади ледяного по
крова, захватывающие зимой, в период своего макси
мального распространения почти 14% акватории мо
рей Северного полушария не могут не сказываться на
тепло и массообмене гидросферы и атмосферы, в
том числе и на содержании атмосферного СО2.
Внутригодовые колебания содержания СО2
в атмосфере Земли
В настоящее время в атмосфере Земли содер
жится не менее 900 ГтС (370 ppm СО2) с ежегодным
приростом за последние 30 лет около 3 ГтС (1,3 ppm)
[2, 4, 14, 18, 25]. Основной сток атмосферного СО2
идет в Мировой океан, а интенсивность газообмена
атмосферы и океана определяется законом Генри
Дальтона, согласно которому концентрация газа в
(2)
где растворимость газа C — функция температуры и
солености воды. Растворимость газов при пониже
нии температуры воды возрастает, и соответственно,
похолодание климата при сохранении продуктивнос
ти источников СО2 должно вести к уменьшению его
парциального давления в атмосфере [7, 9]. Происхо
дящее в настоящее время потепление климата и по
вышение температуры верхнего слоя морской воды
[12, 20, 29] предполагает снижение растворимости га
зов в воде и, при условии стабильности поступления
СО2, рост его парциального давления в атмосфере.
Аналогичную направленность должны иметь и
сезонные колебания содержания СО2 в атмосфере Се
верного и Южного полушарий: понижение в зимний
период и повышение в летний вследствие изменения
средней сезонной температуры поверхностного слоя
морской воды на 1,5–2 К. Однако, наблюдаемые ва
риации имеют противоположный характер: в холод
ный зимний период содержание СО2 в атмосфере до
вольно существенно возрастает, а в теплый летний —
понижается. Такая цикличность прослеживается в Се
верном и Южном полушариях, но особенно четко в
высоких широтах Северного полушария, где амплитуда
внутригодовых колебаний достигает 20 ppm (рис. 3).
Данные космического мониторинга показывают, что
внутригодовые изменения содержания CO2 прослежи
ваются и в высоких слоях атмосферы, однако их амп
литуда уменьшается, и на уровне 300 гПа межсезон
ные вариации CO2 в полярной зоне Северного полу
шария составляют лишь 5 ppm [13].
Амплитуды внутригодовых изменений содержа
ния СО2 в атмосфере Земли, зафиксированные на
рубеже второго и третьего тысячелетий [2, 26], пока
заны на рис. 4. Если в атмосфере Северного полуша
рия колебания содержания СО2 постепенно понижа
ются от 20 ppm на побережье Северного Ледовитого
океана до 5 ppm в экваториальной зоне, то в Южном
полушарии они практически одинаковы по всему по
Рис. 3. Сезонные вариации содержания СО2 в атмосфере в
широтных зонах 80°–60° с.ш. (1), 60°–20° с.ш. (2) и
0°–20° ю.ш. (3)
Fig.3. Seasonal variation of the CO2 content in the atmos
phere in zones 80°–60°N (1), 60°–20°N (2), 0°–20°S (3)
50 В.Н. Голубев, П.Б. Гребенников и др.
лушарию и составляют лишь 3–5 ppm, причем соот
ветствие периодов возрастания и понижения содер
жания CO2 весенним и осенним периодам наблюда
ется начиная лишь с 10°ю.ш. В Северном полушарии
средняя амплитуда внутригодовых колебаний содер
жания СО2 составляет около 8 ppm, и весной в атмо
сфере содержится в среднем на 4 ppm СО2 больше по
сравнению со среднегодовыми значениями. В атмо
сфере Южного полушария, в этот осенний для него
период, возникает дефицит CO2 в 2 ppm, и между
Северным и Южным полушариями формируется
перепад его содержания, достигающий дважды в год
(в мартеапреле и сентябреоктябре) 6 ppm.
Б. Болин и Ч. Килинг [10], анализируя внутриго
довые изменения содержания газа между 60° с.ш. и
60°ю.ш. в течение года, пришли к выводу, что основной
природный источник СО2 для атмосферы — это тропи
ческие области океана, а промышленный — умеренные
широты. По их расчетам, из тропиков в полярные обла
сти за год переносится 5,5 ГтС СО2, а растительность
севернее 45° с.ш. поглощает 4 ГтС. Причиной роста
концентрации атмосферного СО2 зимой принято счи
тать сезонность антропогенных выбросов и периодич
ность жизнедеятельности биоты в умеренных и высоких
широтах [7, 11, 13, 14, 15, 18, 19]. Следует отметить, од
нако, что продуктивность приполярной биоты (0,5 ГтС
[6]) не соответствует масштабу наблюдаемых изменений
и что надежные количественные оценки (с погрешнос
тью 1–2 ГтС) имеются лишь для ограниченного числа
источников и стоков СО2 (содержание в атмосфере, ан
тропогенная деятельность, вулканизм, пожары). Оцен
ки остальных источников и стоков, в том числе стока в
океан и эманации из земной коры, базируются на пред
полагаемом соотношении их величин (например, на ос
нове отношений 13С/12С и 14С/12С) и на составлении
баланса [1, 4, 7, 13, 14, 18, 19, 24]. Различие в оценках
достигает нескольких крат, а порой и порядка [4, 14, 18,
19]. Отчасти поэтому «катастрофическая» роль антропо
генного источника СО 2 , составившего в 1998 г.
7,5 ГтС/год [4, 14, 23] (0,8% содержания углекислого га
за в атмосфере), остается объектом дискуссий [1, 4, 6, 7,
14, 15, 18, 19, 27]. Кроме того, возрастание среднегодо
вой концентрация СО2 в атмосфере на 1,3 ppm состав
ляет лишь 40% антропогенного выброса, т.е. большая
его часть, как и других источников, утилизируется дру
гими природными стоками СО2, среди которых Миро
вой океан можно считать наиболее значимым.
Влияние морского ледяного покрова
на содержание атмосферного СО2
Многолетний и ежегодно образующийся сезонный
ледяной покров в силу его низкой газопроницаемости
можно рассматривать как мембрану, препятствующую
газообмену перекрываемой им части океана с атмосфе
рой, где происходит накопление углерода (в том числе и
антропогенного) и вследствие этого как одну из возмож
ных причин сезонного роста парциального давления
СО2 в атмосфере. Подтверждением экранирующей роли
ледяного покрова в газообмене атмосферы и океана мо
жет служить: 1) согласованное положение экстремумов
и направленности изменений при ежегодных колебани
ях площади распространения морского ледяного покро
ва в Северном полушарии с межсезонными вариациями
содержания СО2 на побережье Северного Ледовитого
океана (рис. 5а); 2) приуроченность именно к поляр
ной зоне наиболее высокой концентрации СО2 в зим
нее время, когда до 80% акватории Северного Ледови
того океана перекрыто ледяным покровом, и вместе с
тем наиболее низкой концентрации в летнее время,
когда на поверхности освободившейся ото льда части
акватории располагается слой опресненной воды с
температурой, близкой точке фазового перехода (см.
рис. 3 и 4); 3) пониженное (до 50%) содержание СО2.
в морской воде под ледяным покровом [2, 27]. Показа
тельны в этом отношении и графики изменения темпе
ратуры и содержания СО2 в приземном слое воздуха в
течение года (рис. 5б), построенные на основе данных,
приведенных в [26, 28]. Весной содержание СО2 начи
нает быстро уменьшаться после того, как среднемесяч
ная температура воздуха достигает температуры таяния
снежного покрова и морского льда (около 0°С), а осе
нью период рост содержания СО2 начинается лишь по
сле того, как температура опускается ниже точки за
мерзания морской воды (–1,7°С).
Сопоставление данных космического монито
ринга по распространению морского ледяного по
крова и сведений о содержании углекислого газа в
атмосфере метеостанций полярной зоны [26] (рис. 6)
также свидетельствует о наличии корреляции между
этими составляющими климатической системы. Со
отношение между ними можно аппроксимировать
выражением:
(рi СО2 — рmСО2)=1,95(Si — Sm ) ± 3,9 ,
Рис. 4. Схема межсезонных вариаций содержания СО2 в
атмосфере Земли
Fig. 4. Scheme of the intraseasonal variation of the CO2 con
tent in the Earth’s atmosphere
где рi СО2 и Si — текущие значения содержания угле
кислого газа в атмосфере (в ppm) и площади, занятой
ледяным покровом (в млн км2), а рmСО2 и Sm — трен
довые значения содержания углекислого газа в атмо
сфере и площади ледяного покрова для данного года.
Согласно закону ГенриДальтона (2), при от
носительно малом возрастании парциального давле
ния газа ΔpCO2 количество газа Δmg , дополнительно
растворяющегося в морской воде, определяется вы
ражением:
51 Материалы гляциологических исследований, вып.101
Рис. 5. Согласованные изменения площади арктического ледяного покрова (1) и межсезонных вариаций содержания в
СО2 в атмосфере (2) в широтной зоне 80°–60° с.ш. (вверху) и температуры воздуха (1) и содержания СО2 в атмо
сфере (2), станция Котельный, Россия (внизу)
Fig. 5. Agreed variation of the Arctic sea ice extent (1) and intraseasonal amplitude of the CO2 content in the atmosphere (2) in
zone 80°–60°N (above) and air temperature (1) and CO2 content in the atmosphere (2), Kotel’nyi Station, Russia (down)
(Δmg/mg)=(ΔpCO2air /p CO2air ) ,
(3)
где mg — масса газа, растворенного в слое перемеши
вания при парциальном давлении p CO2air . Суммар
ное количество углерода в слое перемешивания мор
ской воды оценивается для второй половины ХХ сто
летия от 600 до 864 ГтС [1, 2, 4, 6, 7, 9, 14, 15, 18].
При mg=800 ГтС и Δp=1,3 ppm и постоянных темпе
ратуре и солености содержание углерода в морской во
де должно было ежегодно возрастать, согласно (3), на
3,1 ГтС и достигнуть к настоящему времени 940 ГтС
(по некоторым оценкам [4] слой перемешивания оке
ана содержит только растворенного органического уг
лерода 1500 ГтС). В слое перемешивания Северного
Ледовитого океана, составляющего 4,1% площади
Мирового океана, должно содержаться, соответствен
но, около 40 ГтС, а на его долю в поглощении антро
погенного выброса с учетом зависимости раствори
мости газа от солености и температуры воды должно
приходиться не менее 5% (около 0,4 ГтС). Вместе с
тем к началу разрушения сезонного ледяного покрова
содержание СО2 в арктической атмосфере превышает
средние значения на 10 ppm, что предполагает воз
можность поглощения слоем перемешивания Север
ного Ледовитого океана в весеннелетний период, со
гласно (3), при условии равновесного содержания
СО2 в подледной воде и с учетом возрастания раство
римости газа в холодной и опресненной воде, не ме
нее 1,5 ГтС. Однако из арктической атмосферы при
падении концентрации СО2 до средних значений мо
жет поступить лишь 1 ГтС, вследствие чего в слое пе
ремешивания Северного Ледовитого океана должен
существовать дефицит углерода, подтверждаемый
имеющимися сведениями о пониженном, по сравне
нию с равновесным, содержании СО2 в поверхност
ном слое арктических морей [2, 27, а также личное
сообщение А.С. Макштаса о результатах измерений
содержания СО2 на станции СП33]. Частично вос
полнение дефицита происходит за счет продолжаю
щегося понижения содержания СО2 в атмосфере над
арктическими морями еще на 10 ppm до минималь
ных (осенних) значений с поглощением 1 ГтС допол
нительно. При этом в атмосфере возникает межши
ротный градиент СО2, что ведет к «высасыванию»
СО2 из атмосферы умеренных и тропических широт и
постепенному понижению парциального давления га
за в атмосфере всего Северного полушария. К началу
становления сезонного ледяного покрова дефицит со
52 В.Н. Голубев, П.Б. Гребенников и др.
Рис. 6. Зависимость содержания СО2 в атмосфере (станция
Барроу, Аляска) от площади распространения ледя
ного покрова в Арктическом бассейне (по данным
еженедельного мониторинга). Обозначения в тексте
Fig. 6. Dependence of the CO 2 content in the atmosphere
(Barrow, Alaska) on the Arctic sea ice extent (weekly
observations)
держания углерода в слое перемешивания сокращает
ся (личное сообщение А.С. Маркштаса), но не исче
зает. В результате на долю Северного Ледовитого
океана в поглощении углерода, накопившегося над
Северным полушарием в осеннезимний период,
приходится не менее 2 ГтС, а за счет дополнитель
ного поступления СО2 из атмосферы умеренных и
тропических широт она может возрастать до 2,9 ГтС,
что составляет около 40% антропогенного выброса.
Заключение
Сезонность процессов фотосинтеза/разложения,
антропогенного выброса, распространения ледяного
покрова и растворимости газа в морской воде служат
основными причинами сезонных изменений содержа
ния СО2 в атмосфере. Колебания антропогенного вы
броса, интенсивности фотосинтеза и площади распро
странения ледяного покрова действуют синфазно: в сто
рону роста содержания СО2 зимой и снижения — в лет
ний период. Еще один фактор — сезонное изменение
температуры воды в слое перемешивания Океана —
оказывает противоположное воздействие: понижение
растворимости СО2 летом и увеличение — в зимний пе
риод. Наблюдаемые изменения содержания СО2 в атмо
сфере показывают, что суммарное воздействие первых
трех в настоящее время является более сильным, как в
Северном, так и в Южном полушариях Земли. Однако в
Южном полушарии, где отношение акватории морей к
площади континентов вдвое больше, чем в Северном,
влияние четвертого фактора (сезонного изменения рас
творимости) оказывается более сильным, чем и объяс
няется существенно меньшая амплитуда колебаний со
держания СО2 в Южном полушарии.
Слабо проявленная сезонность антропогенного
выброса позволяет сделать вывод об относительно
малом влиянии этого источника на внутригодовую
динамику содержания СО2 в атмосфере по сравне
нию с природными факторами, хотя нельзя отрицать
его определенный вклад в ежегодный прирост содер
жания газа в атмосфере. Необходимо также отметить,
что происходившее в последние 60 лет повышение
температуры поверхностного слоя океана вело к сни
жению растворимости СО2 и может быть ответствен
но не менее чем за 10% современного роста концент
рации СО2 в атмосфере.
Сезонность процессов фотосинтеза/разложения,
антропогенного выброса, распространения ледяного
покрова и растворимости газа в морской воде ведет не
только к сезонным изменениям содержания СО2 в ат
мосфере, но и к изменениям интенсивности вызывае
мого им парникового эффекта: понижению в летний
период и возрастанию в зимний. Севернее 60° с.ш.,
где амплитуда межсезонных вариаций СО2 достигает
20 ppm, парниковый эффект в зимнее время оказыва
ется на 6% выше по сравнению с летним, чем частич
но компенсируются потери радиационного баланса,
связанные с зимним сокращением прихода солнеч
ной радиации, с повышением альбедо поверхности и
с уменьшением содержания водяного пара в атмосфе
ре. Отсутствие в современных климатических моделях
блока, учитывающего сезонные изменения содержа
ния СО2, может служить основной причиной завы
шения практически всеми моделями континенталь
ности климата (более высокие летние и более низкие
зимние температуры) в умеренных, субполярных и
полярных регионах [8].
Таким образом, сезонные изменения содержания
СО2 в атмосфере всего Северного полушария на 8 ppm
связаны с изменением растворимости газа в слое пере
мешивания морей Северного полушария, обусловлен
ными внутригодовыми колебаниями температуры слоя
на 1–1,5 К, и с ежегодными вариациями распростране
ния ледяного покрова и могут служить основными со
ставляющими баланса углекислого газа, основанного
на сезонных колебаниях его стоков и источников.
Исследования проведены при финансовой под
держке Российского фонда фундаментальных иссле
дований (гранты № 030564097 и 060565152).
ЛИТЕРАТУРА
1. Бютнер Э.К. Планетарный газообмен. Л., ГИМИЗ,
1986, 240 с.
2. Голубев В.Н., Сократов С.А., Ржаницын Г.А.,
Шишков А.В. Соотношение внутригодовых ва
риаций атмосферного СО2 и площади распрост
ранения арктического морского ледяного по
крова. — Материалы 3й конфер. геокриологов
России. М., Издво МГУ, 2005, с. 5765.
3. Голубев В.Н., Шишков А.В., Некоторые законо
мерности периодических изменений площади
арктических морских льдов. — Материалы 3й
конфер. геокриологов России. М., Издво МГУ,
2005, с. 6572.
4. Горшков В.Г., Макарьева А.М. Изменение глобаль
ного круговорота углерода: результаты анализа из
мерений отношений О2/N2 в атмосфере и парци
альное давление СО2 у поверхности раздела оке
анатмосфера. — Геохимия, 2002, № 5, с. 526535.
53 Материалы гляциологических исследований, вып.101
5. Захаров В.Ф. Морские льды в климатической сис
теме. СПб, ГИМИЗ, 1996, 213 с.
6. Кондратьев К.Я. Радиационные факторы современ
ного изменения климата Л., ГИМИЗ, 1980, 280 с.
7. Монин А.С. Введение в теорию климата. Л., ГИ
МИЗ, 1982, 246 с.
8.Торопов П.А.Температурный режим и условия ув
лажнения ВосточноЕвропейской равнины в
контрастных климатических условиях. Автореф.
канд. дисс.М.,МГУ, 2006, 28 с.
9. Хорн Р. Морская химия. М., «Мир», 1972, 400 с.
10. Barry R.G., Serreze M.C., Maslanik J.A., Preller R.H.
The Arctic sea iceclimate system: observation and
modeling. — Reviews of Geophysics, v. 31, 1993,
p. 397422.
11. Bolin B., Keeling C.D. Largescale atmospheric mix
ing as deduced from the seasonal and meridional
variations of carbon dioxide — Journ. of Geophys.
Research, v. 68, № 13, 1963, p. 38993920.
12. Boyin H., Zhengyu L. Temperature trend of the last
40 yr in the Upper Pacific ocean. — Journ. of
Climate, v. 14, № 17, 2001, p. 37383750.
13. Chédin A., Hollingsworth A., Scott N.A. et al. Annual
and seasonal variations of atmospheric CO2, N2O
and CO concentrations retrieved from NOAA/TOVS
satellite observations. — Geophys. Research Letters,
v. 29, № 8, 2002, p. 1101 — 1104.
14. Ciais P., Tans P.P., Trolier M. et al. A large Northern
hemisphere terrestrial CO2 sink indicated by 13C/12C
of atmospheric CO2. — Science, v. 269(5227), 1995,
р. 10981102.
15. Falkovski P., Scholes R.J., Boyle E. et al. The global
carbon cycle: a test of our knowledge of Earth as a
system. — Science, v. 290, № 5490, 2000, p. 291296.
16. Fischer A.G.Long term climate oscilation recorded in
stratigraphy. — Climate in Earth History.
Washington DC, Natl. Acad. Sci., 1982, p. 97104.
17. Haigh J.D. Climate variability and the influence of the
sun. — Science, v. 294, № 5549, 2001, p. 21092111.
18. Houghton R. A. Interannual variability in the global
carbon cycle. — Journ. of Geophys. Research, v. 105,
№ D15, 2000, p. 20,12120,130.
19. Lee K., Wanninkhof R., Takahashi T. et al. Low
interannual variability in recent oceanic uptake of
atmospheric carbon dioxide. — Nature, v.
396(6707), 1998, p. 155159.
20. McGillis W.R., Edson J.B., Hare J.E., Fairall C.W.
Direct covariance airsea CO2 fluxes. — Journ. of
Geophys. Research, v. 106, № C8, 2001, p. 16,729
16,745.
21. Morner N.A., Etiope G. Carbon degassing from the
lithosphere. — Global and Planetary Change, v. 33,
2002, p. 185203.
22. Parkinson C.L., Cavalieri D.J., Gloersen P. et al.
Variability of the Arctic Sea Ice cover 1978–1996. —
Journ. of Geophys. Research, v. 104, 1999,
p. 20, 83720,856.
23. Przybylak R. Changes in seasonal and annual high
frequency air temperature variability in the Arctic
from 1951 to 1990. — Intern. Journ. of
Climatology, v. 22, 2002, p. 10171032.
24. Semiletov I., Makshtas A., Akasofu S.I., Andreas E.L.
Atmospheric CO2 balance: role of Arctic sea ice. —
Geophys. Research. Letters, v. 31, L05121, 2004,
doi: 10.1029/2003GL017996.
25. Smith M.L., Miller G.H. et al. Sensitivity of the
northern hemisphere climate system to extreme
changes in Holocene Arctic sea ice. — Quaternary
Science Reviews, v. 22, 2003, p. 645658.
26. Trends 93. September 1994 Carbone Dioxide
Information Analysis Center, World Data CenterA,
Publ. № ORNL/CDIAC65.
27 Vinnikov K.Y., Robock A., Stouffer R.J. et al. Global
warming and Northern Hemisphere sea ice extent. —
Science, v. 286, 1999, p. 19341937.
28. www.cdiac.esd.ornl.gov
29. www.cger2.nies.go.jp
SUMMARY
The CO 2 balance between the Earth surface
geospheres is mainly regulated by the atmosphereocean gas
exchange. The latter reaches dynamical equilibrium under
certain relationships between the gas’ partial pressure and
the water temperature/salinity. The sea ice extent in Arctic
seas annually varies from 11–13 millions km2 in March to
4–7 millions km2 in September. Since the sea ice is practi
cally impermeable for the atmospheric gases, the variability
of the sea ice extent unavoidably affects the gas balance.
These effects are not yet fully accounted for in analysis and
modeling of polar meteorology and global climate.
High correlation between the seasonal variability of the
atmospheric CO2 content and the sea ice extent is observed.
The CO2 content decrease in the atmosphere and its increase
in the sea water takes place during the period of the ice sea
melt up to the minimal sea ice extent (MaySeptember). The
increase of the CO2 content in the atmosphere of the
Northern Hemisphere corresponds to the period of maximal
development of the sea ice cover (AprilOctober). The
moments of change in the tendencies are strongly related to
the nearsurface monthlymean air temperatures reaching the
temperature of water freeze (ice melt). The amplitudes of the
cycles increase with latitude: From 0–5 ppm at 10°S. to 20
ppm at 60–80°N. The Arctic Seas dissolve at least 2,9 GtC
in SpringSummer seasons. This corresponds to additional
flux at the interface and indicates formation of CO2 deficit in
sea waters during winter seasons.
Due to the sea icerelated seasonal cycles, the green
gases effect is enhanced by additional 8 ppm of CO2 in
the Northern Hemisphere, which is 2% more in compari
son to Summer seasons respectively. The zone to the
North from 60°N., where the amplitude of the seasonal
change of the CO2 content in the atmosphere reaches 20
ppm, the green gases effect in Winter seasons becomes
6% higher than in Summers, and partly compensates the
heat losses related to seasonal cycle of incoming Solar
radiation, increase of the mean surface albedo and
decrease in the atmospheric content of the water vapor.
54