北極の気候

北極の気候は、長く寒い冬と短く涼しい夏が特徴です。北極の気候は地域によって大きく異なりますが、すべての地域で夏と冬の両方で太陽放射が極端に高くなります。北極の一部は年間を通じて氷 (海氷、氷河氷、または雪)に覆われており、北極のほぼすべての地域で表面に何らかの形の氷が長期間存在します。

北極は大部分が陸地に囲まれた海で構成されています。そのため、北極の大部分の気候は海水によって緩和されており、海水の温度は -2 °C (28 °F) を下回ることはありません。冬には、この比較的暖かい水は、極地の氷に覆われているにもかかわらず、北極が北半球で最も寒い場所になることを防いでいます。また、南極が北極よりもはるかに寒い理由の 1 つでもあります。夏には、近くに水があるため、沿岸地域はそれほど温暖化しません。

北極にはさまざまな定義があります。最も広く使われている定義は、6月の夏至に太陽が沈まない北極圏の北の地域であり、天文学や一部の地理学の文脈で使われています。しかし、気候の文脈で最も広く使われている2つの定義は、北半球森林限界の北の地域と、夏の平均気温が10 °C (50 °F) 未満の地域であり、これらはほとんどの陸地でほぼ一致しています (NSIDC Archived January 30, 2013, at the Wayback Machine )。

この北極の定義は、さらに 4 つの異なる地域に分けられます。

• 北極海盆には、海氷の平均最小範囲内の北極海が含まれます^[要出典]。
• カナダ北極諸島には、グリーンランドを除く北極のカナダ側にある大小の島々とそれらの島々の間の海域が含まれます。
• グリーンランド島全体ですが、氷床と氷のない沿岸地域では気候条件が異なります。
• 晩夏に海氷が張らない北極海域には、ハドソン湾、バフィン湾、ウンガヴァ湾、デイビス海峡、デンマーク海峡、ハドソン海峡、ベーリング海峡、ラブラドル海峡、ノルウェー海峡（一年中氷がない）、グリーンランド海、バルト海、バレンツ海（南部は一年中氷がない）、カラ海、ラプテフ海、チュクチ海、オホーツク海、時にはボーフォート海とベーリング海が含まれます。

海岸から北米大陸およびユーラシア大陸を越えて内陸へ移動すると、北極海の緩和効果は急速に減少し、気候は一般に 500 キロメートル (310 マイル) 未満で、多くの場合はもっと短い距離で北極から亜北極へと移行します。

北極圏には人口密集地がないため、中緯度や熱帯に比べて、この地域の気象や気候の観測間隔は広く、観測期間も短い傾向がある。バイキングは1000年以上前に北極圏の一部を探検し、少数の人々はそれよりずっと以前から北極海沿岸に居住していたが、この地域に関する科学的知識の発達は遅かった。ロシア本土のタイミル半島のすぐ北にあるセヴェルナヤゼムリャの大きな島々は1913年まで発見されず、1930年代初頭まで地図に描かれなかった ^[2]。

北極圏における歴史的探検の多くは、北西航路と北東航路の探索が動機となっていました。16 世紀と 17 世紀の探検は、主に大西洋と太平洋を結ぶ近道を探した商人によって推進されました。北極圏へのこれらの探検は、北米とユーラシアの海岸からそれほど遠くまで行かず、どちらの航路でも航行可能なルートを見つけることはできませんでした。

国家および商業の探検隊は 18 世紀を通じて北極の地図の詳細を拡大し続けましたが、他の科学的観察はほとんど無視されました。1760 年代から 19 世紀半ばまでの探検隊も、当時多くの人が北極を取り囲む海には氷がないと信じていたため、北へ航海しようとして道を誤らせられました。これらの初期の探検により、北極の海氷の状況や、時折その他の気候関連情報がもたらされました。

19世紀初頭までに、いくつかの探検隊は、より詳細な気象、海洋学、地磁気の観測を目的にしていましたが、それらは散発的なものでした。1850年代から、多くの国で定期的な気象観測がより一般的になり、イギリス海軍は詳細な観測システムを導入しました。^[2]その結果、19世紀後半からの探検隊は、北極の気候の様子を明らかにし始めました。

ヨーロッパ人が北極の気象を研究する最初の大きな取り組みは、1882年から1883年にかけて行われた第1回国際極年（IPY）でした。11か国が支援し、北極の周囲に12の観測所を設置しました。観測は気候を詳細に記述するのに必要なほど広範囲かつ長期間にわたるものではありませんでしたが、北極の気象を初めてまとまった形で観察することができました。

1884年、3年前にロシアの東北極海沖に放棄された船ブリヤ号の残骸がグリーンランド沿岸で発見されました。これによりフリチョフ・ナンセンは、海氷が北極のシベリア側から大西洋側へ移動していることに気づきました。彼はこの動きを利用して、特別に設計されたフラム号を海氷の中に凍らせ、海を渡らせることにしました。1893年9月から1896年8月までの横断中、この船から気象観測が収集されました。この探検は、北極海の氷面の循環に関する貴重な洞察も提供しました。

1930 年代初頭、グリーンランド氷床内部で最初の重要な気象調査が行われました。この調査により、おそらく北極圏で最も過酷な気候に関する知識が得られ、また、氷床が下にある岩盤の窪み (現在では氷自体の重さによるものであることが分かっています) にあるという最初の示唆も得られました。

最初の北極海年が始まってから50年後の1932年から1933年にかけて、第2回北極海年が組織された。この年は第1回よりも規模が大きく、94の気象観測所が参加したが、第二次世界大戦のため、この間に収集されたデータの多くは公開が遅れたり、不可能になったりした。^{[2]第二次世界大戦前の北極観測におけるもう一つの重要な出来事は、1937年にソ連が30を超える}北極漂流観測所の最初のものを設置したときだった。この観測所は後の観測所と同様に厚い氷盤の上に設置され、ほぼ1年間漂流し、乗組員は途中で大気と海洋を観測した。

第二次世界大戦後、ソ連と北米大陸の間にある北極圏は冷戦の最前線となり、意図せずしてその気候に関する理解が著しく深まった。1947年から1957年にかけて、米国とカナダの政府は、ソ連の核攻撃を警告するために、北極海沿岸に遠距離早期警戒線（DEWLINE）として知られる観測所のチェーンを設置した。これらの観測所の多くでは気象データも収集されていた。

ソ連も北極圏に興味を持ち、北極漂流基地の設置を継続することで、北極圏に大きな存在感を示しました。この計画は継続的に実施され、1950 年から 1991 年にかけて北極圏に 30 の基地が設置されました。これらの基地では、今日でも北極圏盆地の気候を理解する上で貴重なデータが収集されました。 この地図は、 1970 年代半ばの北極圏研究施設の位置と、1958 年から 1975 年までの漂流基地の軌跡を示しています。

冷戦のもう一つの恩恵は、米国とソ連の海軍が北極海を航海して観測データを得られたことである。1958年、米国の原子力潜水艦ノーチラス号が北極点に到達した最初の船となった。その後数十年間、潜水艦は定期的に北極海の海氷の下を航行し、航行中にソナーで氷の厚さと範囲の観測データを収集した。これらのデータは冷戦後に利用可能になり、北極海の海氷が薄くなっている証拠となった。ソ連海軍も北極海で活動し、1977年には原子力砕氷船アークティカ号が北極点まで航行し、水上艦艇が北極点に到達した最初の例となった。

冷戦の数十年間には、北極への科学的探検もより一般的になり、時には軍事的関心から兵站面や財政面で恩恵を受けることもあった。1966年、キャンプ・センチュリーでグリーンランド初の深層氷床コアが掘削され、最終氷期の気候を垣間見ることができた。この記録は、グリーンランド氷床の中心付近から2つのより深いコアが採取された1990年代初頭に延長された。1979年以降、北極海ブイ計画（1991年以降は国際北極ブイ計画）は、20～30基のブイのネットワークを使用して北極海全体の気象データと流氷データを収集している。

1991年のソ連崩壊により、北極圏の定期的な観測は劇的に減少した。ロシア政府は北極の漂流観測所のシステムを廃止し、ロシア北極圏の多くの地上観測所を閉鎖した。同様に、米国とカナダの政府もDEWLINEの必要性が低下したと認識し、北極圏の観測への支出を削減した。その結果、北極圏の地上観測の最も完全なコレクションは1960年から1990年までのものである。^[2]

現在軌道上にある衛星ベースのリモートセンシング機器の広範な配列は、冷戦後に失われた観測の一部を補うのに役立ち、それらなしでは不可能だったカバレッジを提供してきました。北極の定期的な衛星観測は1970年代初頭に始まり、それ以来拡大と改善が続いています。これらの観測の結果、 1979年以降の北極の海氷範囲の詳細な記録が得られました。この記録（NASA Archived February 21, 2011, at the Wayback Machine 、NSIDC）に見られる減少範囲と、それが人為的な地球温暖化に関連している可能性があることは、近年北極への関心を高めるのに役立っています。今日の衛星機器は、北極の雲、雪、海氷の状態だけでなく、地表温度と大気温度、大気水分量、風、オゾン濃度など、おそらくあまり予想されていない他の変数についても日常的に画像を提供します。

北極圏では、地上での民間による科学研究が確実に継続しており、第 3 回国際極年の一環として世界各国が極地研究への支出を増やしたため、2007 年から 2009 年にかけて研究は活発化しています。この 2 年間、60 か国以上から数千人の科学者が協力して、北極圏と南極圏 (IPY) の物理的、生物学的、社会的側面について学ぶ 200 件を超えるプロジェクトを実施します。

北極圏の現代の研究者もコンピュータ モデルの恩恵を受けています。これらのソフトウェアは比較的単純な場合もありますが、結果をより現実的にするために科学者が環境のさまざまな要素を取り入れようとすると、非常に複雑になることがよくあります。モデルは不完全ではありますが、現実世界ではテストできない気候関連の疑問に対する貴重な洞察を提供してくれることがよくあります。また、将来の気候や、人間が引き起こした大気の変化が北極圏やその先に与える影響を予測するためにも使用されています。モデルのもう 1 つの興味深い使用法は、モデルを過去のデータと併用して、過去 50 年間の地球全体の気象状況の最良推定値を作成し、観測が行われなかった地域を埋めることです (ECMWF)。これらの再解析データセットは、北極圏の観測不足を補うのに役立ちます。

地球の表面と大気に届くエネルギーのほぼすべては、太陽からの太陽放射(目に見えない紫外線と赤外線を含む太陽の光) の形でもたらされます。地球のさまざまな場所に到達する太陽​​放射の量の違いは、地球全体と地域の気候の主な要因です。緯度は、大気圏上層に到達する太陽​​放射の年間平均量を決定する最も重要な要因です。入射する太陽放射は、赤道から極に向かって徐々に減少します。したがって、緯度が高くなるにつれて気温は低下する傾向があります。

さらに、季節によって決まる一日の長さも気候に大きな影響を与えます。夏には極地付近で昼が24時間続くため、これらの地域では1日平均の太陽放射量が多く大気圏上層部に到達します。6月の夏至には、北極では赤道上層部よりも一日を通して36%多くの太陽放射が大気圏上層部に到達します。^{[2]しかし、} 9月の春分から3月の春分までの6か月間、北極には太陽光が届きません。

北極の気候は、地表に到達し、地表で吸収される太陽光の量にも左右されます。雲量の変化は、同じ緯度の場所でも地表に到達する太陽​​放射の量に大きな変化をもたらす可能性があります。たとえば、雪や氷の有無による地表アルベドの違いは、吸収されるのではなく反射される地表に到達する太陽​​放射の割合に大きく影響します。

11月から2月の冬の間、北極では太陽は空の非常に低い位置に留まるか、まったく昇りません。太陽が昇るところでは、日が短く、太陽が低い位置にあるため、正午であっても地表に届くエネルギーはあまり多くありません。さらに、地表に届く少量の太陽放射のほとんどは、明るい雪に反射されます。冷たい雪は、到達する太陽​​放射の70%から90%を反射し、^[2]冬には北極の陸地と氷の表面のほとんどが雪に覆われます。これらの要因により、冬には北極への太陽エネルギーの流入はごくわずかです。北極が冬の間ずっと継続的に冷却されないのは、南から北極に暖かい空気と海水が運ばれることと、地下の陸地と海洋（どちらも夏に熱を吸収し、冬に放出する）から地表と大気に熱が伝達されることだけです。

3月と4月には北極の日照時間が急速に長くなり、太陽も空高く昇るため、冬よりも北極に多くの太陽放射がもたらされる。北半球の春のこの時期、北極のほとんどはまだ冬の状態だが、日光が加わる。気温が低く、白い雪が積もり続けるため、太陽から北極に届くこの追加のエネルギーは、表面を温めることなく反射されるため、大きな影響が出るまでに時間がかかる。5月になると、24時間日光が多くの地域に届くようになり、気温は上昇するが、北極の大部分はまだ雪に覆われているため、北極の表面は、海氷のないノルウェー海とベーリング海南部、および開水面の緩和効果により雪が早く解けるこれらの海に隣接する陸地の一部を除くすべての地域で、太陽エネルギーの70％以上を反射する。^[2]

北極圏のほとんどの地域では、5 月下旬から 6 月にかけて雪解けが始まります。これによりフィードバックが始まります。雪が溶けると、乾いた雪よりも太陽放射の反射率が低く (50% ～ 60%)、より多くのエネルギーが吸収され、雪解けが早くなります。地上の雪が消えると、その下の地表がさらに多くのエネルギーを吸収し、急速に温まり始めます。

北極では、6 月の至点、つまり 6 月 21 日頃に太陽が地平線から 23.5 度上空を周回します。これは北極の1 年のうちの正午にあたります。この日から 9 月の春分まで、太陽はゆっくりと地平線に近づき、北極に届く太陽放射は次第に少なくなります。この沈む太陽の期間は、北極の夏とほぼ一致します。

この期間中、北極は太陽からエネルギーを受け取り続けるため、今ではほとんど雪のない陸地は、冷たい海から風が吹かない晴れた日には暖かくなります。北極海上では、海氷の積雪がなくなり、海氷の上に溶けた水たまりができ始め、氷が反射する日光の量をさらに減らし、氷がさらに溶けるのを助けます。北極海の端の周りでは、氷が溶けて崩れ、海水が露出します。海水はそこに到達する太陽​​放射のほぼすべてを吸収し、エネルギーを水柱に蓄えます。7月から8月までには、ほとんどの陸地が裸になり、地表に到達する太陽​​エネルギーの80％以上を吸収します。海氷が残っている中央北極海盆とカナダ諸島の島々の間の海峡では、多くの溶けた水たまりと雪の不足により、太陽エネルギーの約半分が吸収されますが、^[2]氷の表面は氷点以上に温まることができないため、そのほとんどは氷を溶かすために使われます。

7月には北極海の大部分で雲の発生率が80%を超えるほど頻繁に雲に覆われ、^[2]太陽放射の多くが地表に到達する前に反射されるため、地表に到達する太陽​​放射の量が減少します。異常な晴天期間は海氷の融解の増加や気温の上昇につながる可能性があります (NSIDC Archived December 23, 2007, at the Wayback Machine )。

グリーンランド:グリーンランドの内陸部は、北極圏の他の地域とは異なります。春と夏の雲の発生頻度が低く、標高が高いため大気に吸収または散乱される太陽放射の量が少なく、北極圏のどこよりも地表に太陽放射が最も多く入射する地域です。しかし、標高が高く気温が低いため、明るい雪が溶けにくく、太陽放射による温暖化効果が抑えられます。

夏、雪が溶けると、イヌイットは枠に動物の皮を張って作ったテントのような小屋に住んでいます。

9 月と 10 月は日が急速に短くなり、北部地域では太陽が完全に空から消えます。地表に届く太陽放射の量が急速に減少するため、気温もそれに従います。海氷は再凍結し始め、やがて新雪に覆われ、減少する太陽光をさらに反射するようになります。同様に、9 月の初めには北部と南部の陸地の両方に冬の積雪が訪れます。これは地表の太陽放射の減少と相まって、これらの地域で夏に経験するかもしれない暖かい日には終わりが訪れます。11 月までには、北極圏のほとんどの地域で冬が本格的に始まり、この地域にまだ届くわずかな太陽放射は、気候に大きな役割を果たしません。

北極圏は永久に極寒に覆われた地域とよく考えられています。この地域の大部分は確かに非常に低い気温ですが、場所や季節によってかなり変動があります。冬の気温は、冬の間ずっと氷のないノルウェー海南部とベーリング海の小さな地域を除き、北極圏全体で平均氷点下です。夏の平均気温は、夏も海氷が残る中央北極海盆とグリーンランド内陸部を除き、すべての地域で氷点上です。

これらの地図は、一般的に最も寒い月と最も暑い月である 1 月と 7 月の北極圏の平均気温を示しています。これらの地図は、NCEP/NCAR 再解析のデータを使用して作成されました。この再解析は、利用可能なデータをコンピューター モデルに組み込んで、一貫性のある地球規模のデータ セットを作成します。モデルもデータも完璧ではないため、これらの地図は他の地表温度の推定値と異なる場合があります。特に、ほとんどの北極の気候学では、7 月の中央北極海の気温は平均して氷点下をわずかに下回っており、これらの地図が示す気温よりも数度低くなっています^{[2] [3]} (USSR、1985) ^[要出典]。利用可能なデータのみに基づいた北極圏の以前の気候学は、CIA 極地地図のこの地図に示されています。 ^[3]

世界気象機関は、1991年12月22日にグリーンランド氷床の頂上付近で記録された−69.6℃（−93.3℉）という気温を2020年に北半球の最低気温として認定した。この記録は自動気象観測所で測定され、約30年ぶりに発見された。^[4]

北半球で最も寒い場所の1つに、地図の右上の象限にあるロシア極東の内陸部がある。これは、この地域が大陸性気候で海洋の緩和効果から遠く離れていることと、この地域の谷が冷たく濃い空気を閉じ込め、高度とともに気温が下がるのではなく上がる強い温度逆転層を作り出すことが原因である。 ^[2] 北半球で公式に記録された最低気温は、 1933年2月6日にオイミャコンで記録された−67.7 °C (−89.9 °F)と、 1892年2月5日と7日にベルホヤンスクで記録された−67.8 °C (−90.0 °F) である。しかし、この地域は大陸性気候のため夏も温暖で、7月の平均気温は15 °C (59 °F) であるため、北極圏には属さない。下の図は観測所の気候を示しており、ヤクーツクのグラフは極東のこの地域を代表しています。ヤクーツクの気候はベルホヤンスクほど極端ではありません。

北極海盆は、通常、一年中海氷に覆われており、夏の気温に大きく影響しています。また、北極海盆は、太陽の光が当たらない期間が北極海の中で最も長く、太陽の光が当たっている期間も最も長いのですが、夏場は曇りがちで太陽放射の重要性は低くなります。

北極の中心に位置し、長い暗闇の期間をもたらすにもかかわらず、ここは北極圏で最も寒い地域ではありません。冬には、氷の割れ目や開水域を通じて -2 °C (28 °F) の海水から伝わる熱によって気候がいくらか緩和され、冬の平均気温は -30 ～ -35 °C (-22 ～ -31 °F) 程度に保たれます。この地域の冬の最低気温は -50 °C (-58 °F) 程度です。

夏には、海氷が表面温度が氷点以上に上昇するのを防いでいます。海氷は形成時に塩分が除去されるため、ほとんどが淡水です。そのため、溶けた氷の温度は 0 °C (32 °F) で、太陽からの余分なエネルギーは表面温度を上げるのではなく、さらに氷を溶かすために使われます。気温は、表面から約 2 メートルの高さの標準測定高度で、5 月下旬から 9 月の間に氷点下数度上昇することがありますが、氷点下 1 度以内になる傾向があり、融解シーズンのピーク時には変動がほとんどありません。

上の図は観測所の気候を示しており、左下の NP 7～8 のグラフは北極海盆の状況を表しています。このグラフは、ソ連の北極漂流観測所 7 番と 8 番のデータを示しています。最も寒い月の平均気温は -30 度台で、4 月から 5 月にかけて気温が急上昇します。7 月は最も暖かい月で、最高気温と最低気温の線が狭まっていることから、真夏でも気温は氷点下から大きく変化しないことがわかります。8 月から 12 月にかけては気温が着実に下がります。1 日の気温差 (縦棒の長さ) が狭いのは、この地域では太陽の地平線からの高度が 1 日を通してほとんどまたはまったく変化しないためです。

この地域の冬の変動の多くは雲によるものです。太陽光がないため、大気から放射される熱放射がこの地域の冬の主なエネルギー源の1つです。曇り空は晴れた空よりも地表に向かってはるかに多くのエネルギーを放射するため、冬に曇っているときはこの地域は暖かくなり、晴れているときはこの地域は急速に冷えます。^[2]

冬には、カナダ諸島の気温は北極圏と同程度になりますが、6 月から 8 月の夏季には、この地域には陸地がたくさんあるため、氷に覆われた北極圏よりも暖かくなります。上記の観測所の気候図では、レゾリュートのプロットがこの地域の典型です。夏にはほとんどの島で積雪がなくなるため、島々があるため、夏の気温は氷点よりはるかに高くなります。夏の平均最高気温は 10 °C (50 °F) 近くになり、7 月の平均最低気温は氷点以上ですが、年間を通じて氷点下の気温が観測されています。

これらの島々の間の海峡は、夏の間中、海氷に覆われていることが多い。この氷は、北極海盆上と同様に、表面温度を氷点下に保つ働きをするため、海峡上の場所は、夏の気候が北極海盆に似ている可能性が高いが、近くの暖かい島々からの風の影響で最高気温は高くなる。

気候的には、グリーンランドは2つの非常に異なる地域に分かれています。その大部分は氷のない沿岸地域と内陸の氷床です。グリーンランド氷床はグリーンランドの約80％を覆い、場所によっては沿岸まで広がっており、平均標高は2,100メートル（6,900フィート）、最高標高は3,200メートル（10,500フィート）です。氷床の大部分は年間を通じて氷点下であり、北極圏で最も寒い気候です。沿岸地域は近くの開水面や海から海氷を介した熱伝達の影響を受け、多くの場所で夏には積雪がなくなり、内陸部よりも多くの太陽放射を吸収して温まります。

グリーンランドの北半分の沿岸地域では、冬の気温はカナダ諸島と同程度かやや高く、1 月の平均気温は -30 ～ -25 °C (-22 ～ -13 °F) です。これらの地域は、薄い 1 年目の海氷の地域やバフィン湾やグリーンランド海の外洋に近いため、カナダ諸島よりもやや暖かいです。

島の南部の沿岸地域は、外洋水と頻繁なサイクロンの影響をより強く受けており、その両方が北部ほど気温が低くならないよう支えています。これらの影響の結果、1 月のこれらの地域の平均気温はかなり高く、約 -20 ～ -4 °C (-4 ～ 25 °F) です。

内部の氷床は、海洋やサイクロンからの熱伝達の影響をほとんど受けず、標高が高いため、標高が高くなるほど気温が下がる傾向があり、寒冷な気候となっています。その結果、冬の気温は北極圏の他のどの地域よりも低く、1 月の平均気温は、場所や表示するデータ セットによって異なりますが、−45 ～ −30 °C (−49 ～ −22 °F) です。氷床の高い部分では、冬の最低気温が −60 °C (−76 °F) を下回ることがあります (CIA、1978 年)。上記の観測所の気候図では、中央プロットがグリーンランド氷床の高所を表しています。

夏には、グリーンランドの沿岸地域の気温はカナダ諸島の島々と同程度で、7月の平均気温は氷点下数度を超えますが、南部と西部の気温は北部と東部よりもわずかに高くなります。内陸の氷床は夏の間ずっと雪に覆われていますが、かなりの部分で雪が解けます。^[2]この積雪と氷床の標高が相まって、この地域の気温は低く保たれ、7月の平均気温は−12〜0℃（10〜32℉）です。沿岸では、近くの水や溶けている海氷の影響で気温が大きく変化しすぎません。内陸部では、表面が雪に覆われているため気温が氷点下を大きく上回ることはありませんが、7月でも−30℃（−22℉）まで下がることがあります。気温が20℃を超えることはまれですが、最南部と南西部の沿岸地域では時々発生します。

北極海のほとんどは、一年のうちの一部は氷で覆われています (下の海氷セクションの地図を参照)。ここでの「氷のない」とは、一年中氷で覆われていない海域を指します。

年間を通じて氷のない地域は、バレンツ海の南部とノルウェー海の大部分のみである。これらの地域では年間の気温変動が非常に小さく、冬の平均気温は海水の氷点（約−2℃（28℉））付近かそれ以上に保たれる。これは、凍結していない海はそれより低い温度にはなれないためである。また、北極圏の一部とみなされるこれらの地域の夏の気温は平均10℃（50℉）未満である。ベーリング海南部のシェミア島で気象記録が保管されていた46年間で、最も寒い月（2月）の平均気温は−0.6℃（30.9℉）、最も暖かい月（8月）の平均気温は9.7℃（49.5℉）であり、−17℃（1℉）を下回ったり、18℃（64℉）を超えたりすることはなかった（西部地域気候センター）。

残りの海域は、冬と春の一部は氷に覆われますが、夏には氷がなくなります。これらの地域の夏の気温は約 0 ～ 8 °C (32 ～ 46 °F) です。冬は氷に覆われるため、これらの地域の気温は、年間を通じて氷のない地域よりもはるかに低くなります。季節的に氷に覆われる海のほとんどでは、冬の気温は平均して約 -30 ～ -15 °C (-22 ～ 5 °F) です。海氷の端に近い地域は、近くの開水面の緩和効果により、いくぶん暖かいままです。上記の観測所の気候図では、ポイント バロー、ティクシ、ムルマンスク、イスフィヨルドのプロットは、季節的に氷に覆われる海に隣接する陸地の典型です。陸地の存在により、気温は海自体よりもわずかに極端な値に達します。

2050年から2100年の間の9月には、北極が実質的に氷のない状態になる可能性がある。^[5]

北極圏のほとんどの地域では、降水は雨と雪のみで降ります。ほとんどの地域では、冬は雪が降水の主な形態、または唯一の形態ですが、夏は雨と雪の両方が降ります (Serreze および Barry 2005)。この一般的な説明の主な例外は、グリーンランド氷床の上部で、ここでは季節を問わず降水がすべて雪として降ります。

北極の降水量の正確な気候学は、気温や気圧などの他の変数の気候学よりも収集が困難です。北極ではすべての変数が比較的少数の観測所で測定されていますが、降雪のすべてを計器で捉えることが困難なため、降水量の観測はより不確実になります。通常、降雪の一部は風によって降水量計に取り込まれず、降水の大部分が降雪として降る地域では降水量が過小報告されます。この捉えられなかった降水量を考慮してデータに修正が行われますが、それらは完璧ではなく、気候学にいくらかの誤差をもたらします (Serreze および Barry 2005)。

入手可能な観測結果によると、北極圏全体で降水量が約10倍変動し、北極海盆とカナダ諸島の一部では年間降水量が150 mm (5.9インチ) 未満、グリーンランド南東部の一部では年間1,200 mm (47インチ) を超えることが示されている。ほとんどの地域では年間500 mm (20インチ) 未満です。^[6]比較すると、地球全体の平均年間降水量は約1,000 mm (39インチ) です ( 「降水量」を参照)。特に断りがない限り、この記事で示されている降水量はすべて液体換算量であり、凍結した降水は測定前に溶けていることを意味します。

北極圏盆地は北極圏で最も乾燥した地域の一つである。盆地の大部分は年間降水量が250mm（9.8インチ）未満で、砂漠に分類される。スヴァールバル諸島とタイミル半島のすぐ北にある北極圏盆地の小さな地域では年間約400mm（16インチ）の降水量がある。^[6]

北極圏盆地のほとんどの地域での月間降水量は、11月から5月まで平均約15 mm（0.59インチ）で、7月、8月、9月には20～30 mm（0.79～1.18インチ）に増加します。^{[6]冬の乾燥は、その時期にこの地域で}サイクロンが発生する頻度が低いことと、湿気の供給源となり得る暖かい開水域からこの地域が遠いことに起因します（Serreze and Barry 2005）。冬の降水量が少ないにもかかわらず、降水頻度は、観測値の25%～35%が降水量を報告した1月の方が、観測値の20%～25%が降水量を報告した7月よりも高くなります（Serreze and Barry 2005）。冬に報告された降水量の多くは非常に少なく、ダイヤモンドダストの可能性があります。測定可能な降水量（1 日あたり 0.1 mm [0.004 インチ] 以上）の日数は、7 月の方が 1 月よりもわずかに多いです（USSR 1985）。1 月の降水量観測では、その 95% ～ 99% が凍結を示しています。7 月は、降水量観測の 40% ～ 60% が凍結を示しています（Serreze および Barry 2005）。

スヴァールバル諸島とタイミル半島のすぐ北の盆地の一部は、今述べた一般的な説明の例外です。これらの地域は、冬に最も活発になる北大西洋の嵐の進路から、弱まるサイクロンを多く受けます。その結果、盆地のこれらの部分の冬の降水量は、上記に示した量よりも多くなります。これらの地域に運ばれる暖かい空気は、冬と夏の両方で、北極盆地の他の部分よりも液体の降水が多いことも意味します。

カナダ諸島の年間降水量は北から南にかけて劇的に増加します。北部の島々は中央北極海盆と同程度の降水量と年間サイクルを受けます。バフィン島とその周辺の小さな島々では、年間降水量は北部の200 mm (7.9 インチ) 強から、北大西洋からのサイクロンがより頻繁に発生する南部の約 500 mm (20 インチ) まで増加します。^[6]

以下に示すグリーンランドの年間降水量は、Serreze と Barry (2005) の図 6.5 から引用したものです。グリーンランド、特に内陸部では長期の気象記録が不足しているため、この降水気候学は、雪の年間層を分析して年間積雪量 (液体換算) を決定することによって開発され、地形が降水量に与える影響を考慮したモデルを使用して海岸で修正されました。

グリーンランドの南部3分の1は、北大西洋の暴風雨の進路に突き出ており、この地域は頻繁にサイクロンの影響を受けている。これらの頻繁なサイクロンにより、北極圏の大部分よりも年間降水量が多くなる。これは特に海岸近くで当てはまり、海岸付近では地形が海抜2,500メートル（8,200フィート）以上まで上昇し、地形性上昇による降水量が増える。その結果、南部内陸部では年間降水量が400ミリメートル（16インチ）、南部および南東部の海岸付近では1,200ミリメートル（47インチ）を超える。地形が特に地形性上昇を引き起こしやすい海岸付近の一部の地域では、年間降水量が2,200ミリメートル（87インチ）に達する。暴風雨の進路が最も活発な冬には、夏よりも降水量が多くなる。

グリーンランドの中央 3 分の 1 の西海岸も、いくつかのサイクロンや地形性上昇の影響を受けており、この海岸付近の氷床斜面の降水量は年間最大 600 mm (24 インチ) に達します。島の中央 3 分の 1 の東海岸では、年間 200 ～ 600 mm (7.9 ～ 23.6 インチ) の降水量があり、北から南に向かうにつれて降水量が増加します。北海岸の降水量は、中央北極海盆の降水量とほぼ同じです。

グリーンランド氷床の中央部と北部の内部は、北極圏で最も乾燥した地域です。ここでの年間降水量は 100 mm 未満から約 200 mm (4 ～ 8 インチ) の範囲です。この地域は常に氷点下であるため、降水はすべて雪となり、冬よりも夏に多くなります (USSR 1985)。

チュクチ海、ラプテフ海、カラ海、バフィン湾は北極海盆よりもやや降水量が多く、年間降水量は200～400 mm（7.9～15.7インチ）である。チュクチ海、ラプテフ海、バフィン湾の年間サイクルは北極海盆と似ており、夏は冬よりも降水量が多い。一方、カラ海は北大西洋の暴風雨経路からのサイクロンによって冬の降水量が増えるため、年間サイクルが短くなっている。^{[6] [7]}

ラブラドル海、ノルウェー海、グリーンランド海、バレンツ海、デンマーク海、デービス海峡は、冬に最も活発になる北大西洋の暴風雨経路のサイクロンの影響を強く受けます。その結果、これらの地域では夏よりも冬に降水量が多くなります。年間降水量は、この地域の北部の約 400 mm (16 インチ) から南部の約 1,400 mm (55 インチ) まで急速に増加します。^[6]冬は降水量が多く、ノルウェー海では毎年 1 月に平均 20 日間、測定可能な降水量が降ります (USSR 1985)。ベーリング海は北太平洋の暴風雨経路の影響を受け、年間降水量は 400 ～ 800 mm (16 ～ 31 インチ) で、冬に最大になります。

海氷は、海面に浮かぶ凍った海水です。北極海盆では年間を通じて海氷が支配的な表面タイプであり、一年中のある時点では北極の海面の大部分を覆っています。場所や時期によって、氷はむき出しの氷の場合もあれば、雪や溶けた水の溜まりに覆われている場合もあります。海氷は比較的薄く、一般的に約 4 メートル (13 フィート) 未満で、尾根は厚くなっています (NSIDC)。NOAA の北極ウェブ カメラは、2002 年に最初のウェブ カメラが設置されて以来、現在に至るまで、北極の夏の海氷の移り変わりを春の雪解け、夏の溶けた水たまり、秋の結氷を通じて追跡しています。

海氷は気候と海洋にとって様々な意味で重要である。海氷は海洋から大気への熱伝達を減少させ、表面での太陽エネルギーの吸収を減少させ、雪が積もる表面を提供し、太陽エネルギーの吸収をさらに減少させる。また、氷が形成されると塩分が除去されるため、氷が形成される場所では海の表面水の塩分濃度が上昇し、氷が溶ける場所では塩分濃度が低下する。これらはいずれも海洋の循環に影響を与える可能性がある。^[8]

この地図は、海氷が最大になる時期（ 3月）と最小になる時期（9月）の海氷面積を示しています。この地図は1970年代に作成されたもので、それ以降海氷面積は減少していますが（下記参照）、それでも概観は十分に把握できます。海氷が最大になる3月には、北半球の約1500万km2（580万平方マイル）が海氷で覆われ、これは最大の国であるロシアの面積とほぼ同じです^。[ 9 ^]

風と海流により海氷は移動します。右の地図に、海氷移動の典型的なパターンが示されています。平均すると、これらの動きにより、海氷は北極海のロシア側からグリーンランドの東の地域を通って大西洋に運ばれ、北米側の氷は時計回りに回転します。回転が何年も続くこともあります。

北極圏盆地とカナダ西部諸島の風速は、季節を問わず平均4～6メートル/秒（時速14～22キロメートル、時速9～13マイル）です。嵐の時にはさらに強い風が吹き、ホワイトアウト状態を引き起こすこともありますが、この地域では風速が25メートル/秒（時速90キロメートル（56マイル））を超えることはめったにありません。^[10]

一年を通じて、最も風速が強いのは北大西洋、バフィン湾、ベーリング海、チュクチ海で、サイクロンが最も多く発生する地域です。大西洋側では、冬季に最も風速が強くなり、平均 7～12 m/s (25～43 km/h (16～27 mph))、夏季に最も風速が弱くなり、平均 5～7 m/s (18～25 km/h (11～16 mph))です。太平洋側では、年間を通じて平均 6～9 m/s (22～32 km/h (14～20 mph))です。大西洋地域の最大風速は、冬季には 50 m/s (180 km/h (110 mph)) に近づくことがあります。^[10]

地球の他の地域と同様、北極の気候も時間とともに変化してきました。約5500万年前、北極の一部は亜熱帯生態系を支えていたと考えられており^{[11] 、}暁新世-始新世温暖極大期には北極の海面温度が約23℃（73℉）まで上昇しました。より最近では、地球は過去200万年ほどの間に一連の氷河期と間氷期を経験しており、最後の氷河期は約18,000年前に最大となり、約10,000年前に終了しました。これらの氷河期の間、北アメリカ北部とユーラシアの広い地域は、現在のグリーンランドに見られるものと同様の氷床で覆われていました。北極の気候条件ははるかに南にまで広がっており、現在の北極地域の条件はおそらくより寒かったでしょう。気温の指標によれば、過去 8000 年間の気候は安定しており、地球全体の平均気温の変動は約 1 °C (34 °F) 未満でした (古気候を参照)。

原因が何であれ、中緯度や熱帯に比べて北極では気候変動が促進されると考えられる理由はいくつかある。第一に、氷アルベドフィードバックである。これは、初期の温暖化によって雪や氷が溶け、より暗い地表が露出して太陽光をより多く吸収し、さらなる温暖化につながる。第二に、冷たい空気は暖かい空気よりも水蒸気が少ないため、北極では地表で吸収される放射の増加の大部分が直接大気を温めることになり、熱帯では蒸発に使われる割合が大きい。第三に、北極の温度構造が空気の垂直方向の動きを抑制するため、地表付近の空気を温めるために温めなければならない大気層の深さは、熱帯よりも北極の方がはるかに浅い。第四に、海氷面積の減少によって暖かい海から大気に伝達されるエネルギーが増え、温暖化が促進される。最後に、地球温暖化によって引き起こされる大気と海洋の循環パターンの変化により、北極への熱伝達が増加し、北極の温暖化が促進される可能性がある。^[13]

気候変動に関する政府間パネル（IPCC）によると、「気候システムの温暖化は明白」であり、地球の平均気温は過去1世紀で0.6～0.9℃（1.1～1.6℉）上昇している。この報告書はまた、「20世紀半ば以降に観測された地球の平均気温の上昇のほとんどは、人為的な温室効果ガス濃度の観測された上昇によるものである可能性が非常に高い（90％以上の確率）」と述べている。IPCCはまた、過去100年間で北極の年間平均気温が地球の平均気温のほぼ2倍上昇したと指摘している。^{[14] 2009年、NASAは、1976年以降北極で観測された温暖化の45％以上は、}エアロゾルと呼ばれる微小な空気中の粒子の変化による可能性が高いと報告した。^[15]

気候モデルは、北極の気温上昇は今後100年間で世界平均気温上昇の約2倍のペースで続くと予測している。21世紀末までに北極の年間平均気温は2.8～7.8℃（5.0～14.0℉）上昇すると予測されており、冬季の気温上昇は夏季よりも大きくなる（4.3～11.4℃（7.7～20.5℉））。^[14]海氷の面積と厚さの減少は今後100年間続くと予想されており、一部のモデルでは、今世紀半ばから後半にかけて夏の終わりには北極海から海氷がなくなると予測している。^[14]

2009年9月にサイエンス誌に発表された研究によると、北極の気温は現在、過去2000年間のどの時期よりも高いことが判明した。^[16]北アリゾナ大学のダレル・カウフマン率いる研究チームは、23か所の氷床コア、樹木の年輪、湖の堆積物のサンプルを使用して、変化する気候のスナップショットを提供した。^[17]地質学者は、地形に現れる自然な信号を研究することで、ローマ時代までさかのぼって北極の夏の気温を追跡することができた。その結果、約1900年間、気温が着実に低下していたことが明らかになった。これは、地球の軌道の歳差運動によって、北半球の夏に地球が太陽からわずかに遠ざかることによって引き起こされた。^{[16] [17]}これらの軌道の変化により、17世紀、18世紀、19世紀には小氷期として知られる寒冷期が訪れた。 ^{[16] [17]}しかし、地球の軌道の継続的な変化がさらなる寒冷化を招いたにもかかわらず、過去100年間の気温は上昇し続けています。^{[16] [17] [18]}最大の上昇は1950年以降に発生しており、過去2000年間で最も暖かい5つの10年間のうち4つは1950年から2000年の間に発生しました。 ^[16]過去10年間は​​記録上最も暖かい10年間でした。^[19]

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• 国立雪氷データセンター。氷圏気候指標: 海氷指数。2007 年 9 月 6 日にアクセス。
• 国立雪氷データセンター。NSIDC 北極の気候学と気象学入門書、2013 年 1 月 28 日アーカイブ、Wayback Machineにて。2007 年 8 月 19 日にアクセス。
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• Serreze, Mark C. および Roger Graham Barry、2005 年、『北極の気候システム』、ケンブリッジ大学出版局、ニューヨーク、385 ページ。
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• DAMOCLES、長期環境研究のための北極モデリングと観測能力の開発、北極センター、ラップランド大学、欧州連合
• ベーリング海の気候研究に関するビデオ
• 北極テーマページ – NOAAによる北極に焦点を当てた総合的なリソース
• 北極変化検出 – ほぼリアルタイムの北極変化指標ウェブサイトNOAA
• NOAA による北極の気候の将来と地球への影響
• 崩壊する「海岸線」。サイエンスニュース。2011年7月16日、第180巻第2号。
• 「気候変動が北極圏の森林をどう成長させているか」Time 2012年6月4日
• グリーンランドのイルリサット氷河のビデオ – 前線は以前よりも速く後退しています（4分20秒）

• 「北極の氷床はより溶けやすい可能性がある。シベリアから採取された新しいコアは、280万年にわたる温暖化と寒冷化の歴史を明らかにする」。サイエンティフィック・アメリカン。2012年6月22日。