art 1998 21

Anna STYSZYNSK A
Department of Meteorology and Nautical Oceanography
Faculty of Navigation
Gdynia Maritime Academy
Al. Zjednoczenia 3
81-345 Gdynia, POLAND
Wyprawy Geograficzne na Spitsbergen
IV Zjazd Geomorfologów Polskich
UMCS, Lublin 3-6 czerwca 1998
PRZEBIEG ZLODZENIA WÓD WOKÓŁSPITSBERGEŃSKICH
W 1997 ROKU
COURSE OF AROUND SPITSBERGEN WATER GLACIATION IN 1997
SFORMUŁOWANIE ZAGADNIENIA
Spitsbergen leży na pograniczu mórz Grenlandzkiego i Barentsa. Są to
akweny charakteryzujące się dużą zmiennością wielkości pokrywy lodów
morskich zarówno w ciągu roku (rye. 1), jak i z roku na rok. Zmiany zasięgów
i charakteru zlodzenia na tych wodach doprowadzają do znacznej modyfikacji
bilansu radiacyjnego i cieplnego obszaru, co w istotny sposób wpływa na
kształtowanie się warunków pogodowych i klimatycznych, zarówno w skali
lokalnej jak i synoptycznej. Modyfikacje przestrzennych rozkładów zasobów
ciepła w wodach, wprowadzane przez występującą pokrywę lodową, przenoszą
się w czasie i wywierają częściowy wpływ na przebieg warunków pogodowych
w roku następnym (Loeng 1991; Vinje i Kvambekk 1991).
Celem artykułu jest przedstawienie rozwoju sytuacji lodowej w roku 1997 na
morzach Grenlandzkim i Barentsa. Pod wieloma względami sytuacja ta była
nietypowa.
MATERIAŁY ŹRÓDŁOWE
Opracowanie wykonano na podstawie analizy tygodniowych map zlodzenia
wydawanych przez National Ice Center (USA) arkusze: Morze Barentsa - część
północna i południowa oraz Morze Grenlandzkie - część północna, centralna
i południowa. Mapy te prezentują przestrzenny rozkład zlodzenia, z uwzględnieniem stopnia koncentracji lodu (w skali 0-10), jego stadium rozwojowego
(grubości) i form lodu, uzyskany po przetworzeniu danych satelitarnych
(NOAA/AVH RR - Advanced Very High Resolution Radiometr i DMSP/SSMI
-Defence Meteorological Satellite Pro gram/Special Sensor Microwave Imager)
169
i lotniczych (SLAR - Side-looking Airborne Radar i SAR - Syntetic Aperture
Radar). Chwilowe zmiany położenia krawędzi lodów oraz wyznaczanie głównych kierunków dryfu potoków lodowych określono na podstawie analizy
codziennych obrazów koncentracji lodu opracowywanych przez NOAA dla
półkuli północnej, dostępnych w sieci Internetu.
Maksymalne miesięczne zasięgi lodu porównano z ekstremalnymi zasięgami
lodów występującymi w okresie 1966-1996 opracowanymi przez M. Eckardta, J.
Gallas i W. Tona z FU Berlin (dane Internet - Ice edge January, ..., December
1997).
ROZWÓJ POKRYWY LODOWEJ MORZA GRENLANDZKIEGO
Sezon lodowy 1996/97 rozpoczął się pod koniec września kiedy to wzdłuż
brzegów Grenlandii zaznaczył się awans lodów wynoszonych przez Prąd
Wschodniogrenlandzki na południe aż do 75° N, a w październiku skraj lodu
przy brzegach Grenlandii osiągnął już 69° N. W listopadzie utrzymał się dalszy
znaczący dryf lodów na południe. Przy brzegach Grenlandii lody zeszły poniżej
Cieśniny Duńskiej, a na NW od Jan Mayen zaczął tworzyć się Wschodnio-grenlandzki Masyw Lodowy. W tym samym czasie (druga połowa miesiąca)
krawędź lodów w całej północnej części Morza Grenlandzkiego zaczęła przesuwać się na południe. Wtedy to doszło do zamknięcia, do tej pory wolnych od
lodu, wód na N od Spitsbergenu i Ziemi Północno-Wschodniej. Dalsze,
systematyczne poszerzanie strefy lodów dryfujących w Prądzie Wschodniogrenlandzkim miało miejsce w grudniu. W Cieśninie Frama oraz na południe od
77° N krawędź lodów dochodzi do 5° E. Taka sytuacja doprowadza do rozwoju
„Zatoki Północnej" (NE Water Polynya wg Bohma i in. - 1997).
Położenie krawędzi lodów w N i NW części Morza Grenlandzkiego
w listopadzie i grudniu 1996 oraz w styczniu, lutym i marcu 1997 roku (ryc. 2)
zbliżone było do minimalnego zasięgu z okresu 1966-1996. Natomiast bliski
maksymalnego był w tym czasie rozwój lodów w centralnej (na N od Jan Mayen)
i południowej części morza - w rejonie Cieśniny Duńskiej. Od lipca do września,
w strefie pomiędzy 80° a 75° N, obszar pokryty lodem był większy od
przeciętnego. W pozostałych miesiącach 1997 roku zasięg lodów na Morzu
Grenlandzkim, poza wodami na N od Spitsbergenu, zbliżony był do waruków
średnich w 30-leciu 1966-1996. Pierwszy awans lodów na południe oznaczający
początek nowego sezonu lodowego -1997/98 - rozpoczął się w połowie września
na całej szerokości Cieśniny Frama.
170
Wschodniogrenlandzki
Masyw
Lodowy
Już od listopada na W i N od Jan Mayen intensywnie rozwijał się
Wschodniogrenlandzki Masyw Lodowy (Odden Ice Tongue). Według Toudala
i in. (1997) masyw ten tworzy się na ogół w styczniu na meandrze Prądu
Wschodniogrenlandzkiego, który w lutym i marcu przesuwa się na wschód, tak,
że w marcu Jan Mayen zawsze znajduje się w lodach. W kwietniu język lodu cofa
się na zachód i rozpada w rejonie Jan Mayen. Następny język tworzy się na ogół
w maju i występuje aż do końca lipca choć w sezonie lodowym 1995/96 Odden Ice
Tongue zanikł dopiero w połowie sierpnia.
W świetle warunków średnich, sezon lodowy 1996/97 należy uznać za
nietypowy. Rozwój masywu zaczął się bardzo wcześnie (listopad). W grudniu
1996 wąski język lodu przesunął się aż o 15° na wschód. Maksymalne wysunięcie
na E miało miejsce pod koniec stycznia 1997 (006-008° E na 72-75° N,
ekstremalne również w okresie 1966-1996). Oś podłużna masywu ustawiona była
równoleżnikowo. Budował go lód o grubości 10-30 cm o dużej zwartości
w centrum (9-10/10) i mocno rozrzedzony na obrzeżach (1-3/10). Koncentracja
lodu w brzeżnych partiach masywu podlegała zmianon co powodowało ciągłe
przesuwanie się krawędzi lodów na N i S, tak, że Jan Mayen w styczniu przez 23
dni była w lodach (krawędź pola lodowego od 80 do 160 km na S od wyspy).
W trzeciej dekadzie lutego (rye. 1) język lodu cofnął się do 001° E, tak że Jan
Mayen tylko przez 7 dni była w lodach. Jądro masywu budował wtedy lód
o grubości 30-70 cm i zwartości 9-10/10. W marcu nastąpił ponowny rozwój
języka, zarówno na wschód (do 007° E na 73-75° N) jak i na południe.
Spowodowało to przesunięcie krawędzi lodów do 90 km na S od Jan Mayen (31
dni w lodach). Podobnie jak w poprzednim miesiącu, przeważał lód o grubości
30-70 cm. W pierwszej połowie kwietnia doszło do szybkiego rozproszenia lodu
(odwrót skraju lodu z 005° E do 010° W na 73-75° N) i zaniku masywu.
W rezultacie w lodach Jan Mayen była w tym miesiącu tylko przez 11 dni. Od
maja do września krawędź lodów znajdowała się od 90 do 350 km na W i od 60 do
500 km na N od wyspy. Ponowny awans lodów na wschód i powstanie Odden Ice
Tongue miało miejsce dopiero w listopadzie i grudniu 1997 roku, na początku
kolejnego sezonu lodowego.
Polynia w Cieśninie Frama
W sezonie 1996/97, w N i NW części Morza Grenlandzkiego pokrywa lodowa
podlegała o wiele mniejszym zmianom niż miało to miejsce na południu.
Minimalny i maksymalny zasięg lodów w tym rejonie przedstawia rye. 1.
Cechą charakterystyczną rozkładu lodów w tej części Morza Grenlandzkiego
jest pojawianie się latem połynii w rejonie Cieśniny Frama. Na ogół jest ona
171
niezbyt dużych rozmiarów i początkowo tworzy się na granicy lodu stałego i lodu
dryfującego jako stosunkowo wąska szczelina w pobliżu wybrzeży Grenlandii,
która okresowo, przy sprzyjających kierunkach wiatru, może się nieco rozszerzyć (Wadhams 1992; Toudal i in. 1997).
Latem 1997 roku, w okresie od lipca do września, gdy na wodach Cieśniny
Frama, pomiędzy 80 a 75° N, pokrywa lodowa sięgała znacznie dalej na E niż
przeciętnie i cechowała się dużą i bardzo dużą zwartością (6-10/10) przy średniej
grubości lodu od 50 do 120 cm, doszło do o wiele większego rozwoju tej połynii.
Jej rozwój zaczął się 10 maja. Początkowo była to niewielka połynia przybrzeżna
w pobliżu 80° N, która następnie zaczęła się powiększać. Pod koniec czerwca
ciągnęła się od 82,3° N do 76° N osiągając do 100 km szerokości. W jej obrębie
zwartość lodu o grubości 30-70 cm wahała się od 3do 5/10. W ciągu lipca nastąpił
podział połynii na część północną (w rejonie Ziemi Piri) i południową (w rejonie
Ziemi Księcia Karola), niewielki spadek zwartości lodu w jej obrębie (2-4/10)
oraz wzrost szerokości do około 150 km. Od 28 lipca do 11 sierpnia, pomiędzy 79
a 82° N, połynia zaczynała się przy brzegu Grenlandii i rozpościerała się do
270 km na E przy zwartości tworzącego ją lodu od 1 do 4/10. Maksymalny
rozwój połynii zaznaczono na rye. 1. Po 25 sierpnia połynia zaczęła się zwierać
i najpierw wzdłuż brzegu Grenlandii przesuwać na północ (do 8 września),
a potem, od 8 do 22 września, wracać na południe, by pod koniec września
zaniknąć. W czasie funkcjonowania połynii powierzchnia rozrzedzonego lodu
stanowiła od około 40 do 85 tys. km 2 .
ROZWÓJ POKRYWY LODOWEJ MORZA BARENTSA
Jesienią 1996 roku rozwój pokrywy lodowej Morza Barentsa zachodził
0 wiele szybciej niż na Morzu Grenlandzkim. Na początku października lód
tworzący się na Morzu Karskim dochodzi do północnych brzegów Nowej Ziemi
1 zaczyna pokrywać wody archipelagu Ziemi Franciszka Józefa. W połowie
miesiąca skraj lodu znajduje się już na południe od tych wysp i powoli przesuwa
w stronę Wyspy Białej. Proces ten jest na tyle szybki, że już w listopadzie wody na
E od Spitsbergenu powyżej 76° N pokryte zostały lodem. W tym samym czasie
zamknięciu ulegają wody dotychczas wolne od lodu na N od Spitsbergenu.
Jedynie na wodach przyległych do zachodnich wybrzeży Nowej Ziemi, w rejonie
działania prądów Nordkapskiego i Murmańskiego awans lodów na południe
miał miejsce później - w lutym i marcu 1997 roku. Natomiast w NW części
Morza Barentsa, szybki ruch lodów na południe, głównie w Prądzie Wschodniospitsbergeńskim, spowodował iż już pod koniec grudnia Björnoya znalazła się
w lodach. Dalszy dryf lodów na południe, przerywany krótkotrwałymi cofnięciami skraju lodu na północ, odbywał się głównie w dwóch bardzo aktywnych
strefach wypływu wod arktycznych. Jedna z nich zawiązana była z Prądem
172
Wschodniospitsbergeńskim, a druga z Prądem Perseya (Loeng 1991; Wassmann
i in. 1991) - pomiędzy 35 a 45° E (rye. 1). Szczegółowe zmiany położenia skraju
lodów pokazują ryc. 2 i 3.
Aż do końca kwietnia dryf lodów w rejonie Wyspy Niedźwiedziej podlegał
dużym wahaniom (ryc. 2), tak że co kilka dni Björnoya wolna była od lodów, po
czym ponownie nimi objęta. W tym okresie lód w NW części Morza Barentsa
cechował się dużą zwartością (9-10/10) i w większości składał się z lodu
o grubości od 70 do 120 cm, choć od końca marca od Höpen po Ziemię
Franciszka Józefa coraz więcej było lodu cieńszego (10-15 i 30-70 cm). Cofanie
się lodów na północ rozpoczęło się na Morzu Barentsa w maju, choć na
przełomie czerwca i lipca (ryc. 3) doszło do ponownego awansu lodów na
południe. Południowo-zachodnia część Ziemi Franciszka Józefa wolna była od
lodów dopiero na końcu lipca. Storfjord wolny od lodów był od 4 sierpnia do
6 października, a Hinlopen od 15 sierpnia do 6 października, choć w tym
ostatnim okresowo występowały niewielkie ilości (do 1/10) dryfującej ze
wschodu grubej kry (70-120 cm).
ROZWÓJ POKRYWY LODOWEJ NA BEZPOŚREDNIM PRZEDPOLU SPITSBERGENU
Pokrywa lodowa otaczająca zachodnie wybrzeża Spitsbergenu przez cały
sezon zimowy (ryc. 2 i 3) nie była szeroka (do 100-150 km) i na ogół cechowała się
zwartością od 3 do 6/10 choć w pasmach zwartość lodu sięgała 10/10. Okresowo
przedpola zarówno Hornsundu jak i Bellsund u i Isfiordu wolne były od lodu
(Bellsund - połowa marca, koniec kwietnia, 1 dekada maja; Isfiord - początek
i koniec stycznia, koniec pierwszej dekady marca, koniec kwietnia, trzecia
dekada maja). Osiowa partia Isfiordu wolna od lodu była od 19 maja, a Bellsund
i Hornsund od 9 czerwca. Od 23 czerwca do końca października całe zachodnie
wybrzeże Spitsbergenu wolne jest od lodu. Maksymalną grubość lodu w fiordach
szacowano na 156 cm. Leżące bardziej na północy Forland i Kongsfiord od
stycznia do drugiej dekady czerwca zapełnione były lodem. Ławice i pasma lodu
pokrywały powierzchnię morza do 60-90 km na W od brzegu. Jedynie
sporadycznie zachodnie brzegi Ziemi Księcia Karola wolne były od lodu. Brak
lodu na wodach Forlandu w okresie: trzecia dekada czerwca - koniec października. Północne wybrzeża Zachodniego Spitsbergenu wolne były od lodów
(zwartość <1/10) od końca czerwca do końca września, a Ziemi Północno-Wschodniej jedynie we wrześniu (ryc. 3).
Rozwój nowej pokrywy lodowej w Isfiordzie i Bellsundzie nastąpił po 10
października 1997 roku, a od 10 listopada lód występuje praktycznie wzdłuż
całego zachodniego wybrzeża Spitsbergenu (ryc. 4). Wody Forlandu pokryły się
zwartą (6-10/10) powłoką lodu młodego (10-30 cm grubości) kilka dni wcześniej
- na początku listopada 1997 roku.
173
Pokrywa lodowa Hornsundu
W grudniu 1996 roku lód występował wzdłuż całego zachodniego wybrzeża
Spitsbergenu. Był to w większości lód dryfujący występujący w pasmach
i ławicach o ciągle zmiennej konfiguracji i zwartości.
W pierwszej dekadzie stycznia pas lodu na przedpolu Hornsundu rozciągał
się do 70 km na W od brzegu. Tworzył go szary i szarobiały lód (10-30 cm
grubości) o dużym zwarciu (8-10/10). Pomiędzy 10 a 15 stycznia morze przed
fiordem wolne było od lodu, a w trzeciej dekadzie wejście zamykały ławice lodu
o zwartości od 4 do 8/10. Wnętrze fiodu pokryte było całkowicie zwartą krą
o grubości od 10 do 70 cm.
W lutym Horsund zapełniony był głównie przez lód jednoroczny cienki
(30-70 cm). Przez większą część miesiąca zwartość lodu wahała się od 7 do 9/10.
Wejście do fiordu blokowały pasma lodu o dużej zwartości ciągnące się do 60-90
km na W od brzegu.
W marcu i kwietniu w głębi fiordu występował lód stały, którego grubość już
w marcu przy brzegu osiągnęła 70-120 cm, a na skraju lodu stałego 10-30 cm.
W środkowej części fiordu i na jego przedpolu tworzyły się zwarte ławice lodu
pierwszorocznego cienkiego. Na zewnątrz fiordu rozciągające się w marcu do
90-120 km, a w kwietniu do 100-150 km na W od brzegu.
W pierwszej dekadzie maja Hornsund w znacznej mierze był już wolny od
lodu. Po wyjściu zapełniającego fiord lodu na jego przedpole, w drugiej dekadzie
po wodach fiordu dryfowały niewielkie pasma lodu młodego. W trzeciej
dekadzie fiord zaczął zapełniać się na nowo. Zwartość lodu wzrosła do 6-8/10.
Pojawiło się sporo kier lodu grubszego (30-120 cm). Na zewnątrz Hornsundu
strefa lodu choć miała podobną jak w kwietniu szerokość, to jednak ławice lodu
cechowały się mniejszą zwartością (od 2 do 6/10).
Na początku czerwca nastąpiło gwałtowne oczyszczenie fiordu z lodu i od
5 czerwca do 1 lipca zarówno Hornsund jak i jego przedpole wolne były od lodu.
W połowie miesiąca na wodach fiordu pojawiło się sporo (6-8/10) lodu grubego
(>120 cm). Lód ten w trzeciej dekadzie wyszedł na zewnątrz fiordu tworząc tu
wraz z cieńszym lodem niewielkie ławice. W sierpniu, wrześniu i październiku
zarówno Hornsund jak i jego przedpole całkowicie wolne były od lodu
morskiego. Na wodach fiordu sporadycznie pojawiały się tylko niewielkie ilości
lodu lądowego osypanego z miejscowych klifów lodowych.
Pod koniec pierwszej dekady oraz w drugiej dekadzie listopada na przedpolu
fiordu pojawiały się pasma luźnego (2-4/10) cienkiego lodu (10-30 cm) rozciągające się w strefie do 30 km od brzegu, a w głębi Hornsundu zaczął pojawiać
się niłas (do 10 cm grubości). Pod koniec miesiąca nastąpił zanik lodu zarówno
na przedpolu jak i w środkowej partii fiordu.
W grudniu w głębi Hornsundu trwał dalszy rozwój lokalnej pokrywy
lodowej, a w części centralnej i na przedpolu fiordu zwartość dryfującego lodu
okresowo osiągała duże rozmiary.
174
WNIOSKI
Charakteryzując ogólnie występujące warunki lodowe na omawianych
akwenach należy stwierdzić, że zdecydowanie nietypowy przebieg miało zlodzenie na Morzu Grenlandzkim. W południowej części Morza Grenlandzkiego
maksymalny zasięg lodów w 1997 roku (01,02) niemal się zrównał z największym
znanym zasięgiem ku E w ostatnim 30-leciu (1966-1996). Z kolei w północnej
części Morza Grenlandzkiego w tym samym czasie zasięg lodów morskich był
zbliżony do obserwowanego w ostatnim 30-leciu minimum. Wyjątkowo dużą
dynamikę wykazywał Odden Ice Tongue, którego tworzenie rozpoczęło się dwa
miesiące wcześniej niż przeciętnie, lecz i znacznie wcześniej uległ on zanikowi (w
połowie kwietnia). W rezultacie stałych dużych zmian zasięgu Odden Ice
Tongue, wyspa Jan Mayen kilkukrotnie znajdowała się w lodach lub na ich
skraju. Letni rozwój połyni w Cieśninie Frama był w roku 1997 zdecydowanie
większy i bardziej długotrwały niż obserwowało się to w czasie ostanich lat,
osiągając powierzchnię 85 tys. km 2 . Połynia ta osiągnęła również większy zasięg
ku SE i E, tak, że w pierwszej - drugiej dekadzie sierpnia oddzielał ją od czystej
wody znajdującej się na N W od Spitsbergenu pas lodów o szerokości zaledwie
około 120 km.
Zmiany zasięgów lodu na Morzu Barentsa nie odbiegały w istotniejszej
mierze od przebiegów wieloletnich. Letni zasięg lodów był nieco mniejszy niż
zazwyczaj jedynie w rejonie Ziemi Franciszka Józefa. Zasięg lodów wyprowadzanych przez Prąd Wschodniospitsbergeński w kierunku południowym,
od stycznia do czerwca był bliski zasięgowi ekstremalnemu. Dzięki temu Wyspa
Niedźwiedzia od stycznia do końca kwietnia znajdowała się w zasięgu lodów lub
na granicy lodów. Mniej typowym zjawiskiem, możliwym do zobserwowania
w zachowaniu się lodów na Morzu Barentsa była występująca w 1997 roku
bardzo duża dynamika zmian.
Opisane odmienności zachowania się pokrywy lodowej na omawianych
akwenach zdają się wskazywać na jej wyjątkową labilność w roku 1997.
Być może jest to związane z przesunięciem się osi Prądu Zachodniospitsbergeńskiego nieco na zachód (trwała i stosunkowo szeroka pokrywa lodu
zimowego w rejonie zachodnich wybrzeży Spitsbergenu, cofnięcie zimowego
zasięgu lodów na Morzu Grenlandzkim na W od Spitsbergenu) oraz ogólnym
wzrostem temperatury wody we wschodniej części Morza Barentsa i na
Prądzie Zachodniospitsbergeńskim, przy jednoczesnym wzroście aktywności
Prądu Perseya i Prądu Wschodniospitsbergeńskiego.
175
LITERATURA
BÖHM E., HOPKINS Т. S., MINNETT P. J., 1997: Passive microwave observations of the
Northeast Water Polynya interannual variability: 1978-1994. J. Marine Systems, Vol. 10, Issue
1-4, 87-98.
LOENG H., 1991: Features of the physical oceanographic conditions of Barents Sea. Polar Res., 10,
1, 5-18.
TOUDAL L., LOWD., VALEUR H., WADHAMS P., 1997: Satellite observations oftheOddenice
cover during the winter of 1995-1996. A scientific report to the Commission of the European
Communities, DG XII, on additional work carried out under contract MAS2-CT93-0057, the
European Subpolar Ocean project, 1993-1996.
VINJE Т., KVAMBEKK A. S., 1991: Barenta Sea drift ice characteristics. Polar Res., 10, 1, 45-50.
WADHAMS P., 1992, Sea ice thickness distribution in the Greenland Sea and Eurasian Basin, May
1987. J. Geophys. Res., 97 (C4): 5331-5348.
WASSMANN P., PEINERT R., SMETACEK V., 1991: Patterns of production and sedimentation
in the boreal and polar Northeast Atlantic. Polar Res., 10, 1, 209-229.
SUMMARY
While characterizing the general glacial conditions in the resservoirs in the Spitsbergen region, it
should be stated that the course of glaciation on the Greenland Sea was not typical. In the southern
part of the Greenland Sea a maximal ice reach in 1997(01,02) was almost equal to the greatest known
reach in E direction in the last period of thirty years (1966-1996). In turn, in the northern part of the
Greenland Sea, at the same time the reach of sea ice was close to the minimum observed in the last
period of thirty years. A great dynamics was shown by Odden Ice Tongue whose formation started
two month earlier than usual and it also underwent dissappearance earlier (in the middle of April). As
a result of permanently large changes of Odden Ice Tongue reach, the island Jan Mayen found itself in
the ice or on its edge many times. A summer development of polynia in the Frama Straits was
evidently larger and more long-lasting in 1997 than that observed during the last years reaching the
area of 85 000 km 2 . This polynia also reached a larger range towards SE and E so that in thefirst and
second decades of August it was seperated from the clear water in NW of Spitsbergen with a belt of
ice, only about 120 km wide.
Changes of ice reach in the Barents Sea were similar to those in the previous years. The summer
ice reach was a little smaller than usual only in the Franz Josef Land region. The ice reach led out by
the East Spitsbergen current in the south direction was close to the extreme reach from January to
June. Thanks to that the Bear Island found itself in the reach of ice or on its border from January to
the end of April. Great dynamics of changes of ice on the Barents Sea in 1997 was not a typical
phenomenon.
The different behaviour of the ice cover on the reservoirs under discussion seem to indicate its
exceptional lability in 1997. It may be due to the shift of West Spitsbergen current axis a little towards
west (stable and relatively wide winter ice cover in the region of Spitsbergen western coasts,
withdrawal of ice winter reach on the Greenland Sea west of Spitsbergen ) as well as to the general
increase of water temperature in the eastern part of the Barents Sea and on the West Spitsbergen
current, with the simultaneous increase ofPersey Current and East Spitsbergen Current activities.
176
Rye. 1. Położenie skraju lodów morskich 18 lutego i 18 sierpnia 1997 roku oraz zasięg połynii
Cieśniny Frania w momencie jej największego rozwoju (11 sierpnia 1997)
Fig. 1. Localization of sea ice edge on 18 February and 18 August 1997 as well as the reach of Fram
Straits polynia at the time of its greatest development (11 August 1997)
177
Ryc. 2. Zmiany położenia skraju lodów w okolicach Spitsbergenu w okresie od 1 stycznia do
7 kwietnia 1997 roku
Fig. 2. Changes of ice edge localization in the Spitsbergen region from 1 January to 7 April 1997
178
Rye. 3. Zmiany położenia skraju lodów w okolicach Spitsbergenu w okresie od 28 kwietnia do 15
września 1997 roku
Fig. 3. Changes of ice edge localization in the Spitsbergen region from 28 April to 15 September 1997
179
Ryc. 4. Rozwój pokrywy lodowej na Morzu Barentsa i w NE części Morza Grenlandzkiego od 15
września do 22 grudnia 1997 roku
Fig. 4. Development of ice cover on the Barents Sea and in NE part of the Greenland Sea from 15
September to 22 December 1997
180